Estimación de la distribución de temperatura en subsuelo y ...
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Tesis de maestría Estimación de la distribución de temperatura en subsuelo y cálculo del flujo de calor en el sector noroeste de la Cuenca Norte (Uruguay) Estudiante: Ing. Ricardo De León Tutora: Dra. Ethel Morales Co-tutor: Dr. Fábio Pinto Vieira Montevideo, Uruguay 2020
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Tesis de maestría
Estimación de la distribución de temperatura en subsuelo y
cálculo del flujo de calor en el sector noroeste de la Cuenca Norte
(Uruguay)
Estudiante: Ing. Ricardo De León
Tutora: Dra. Ethel Morales
Co-tutor: Dr. Fábio Pinto Vieira
Montevideo, Uruguay 2020
ii
Tutor: Dr. Ethel Morales
Integrantes del tribunal evaluador: ………………………………
………………………………
………………………………
Fecha:
Calificación:
Autor: Ricardo José De León Carreño
Título: Estimación de la distribución de la temperatura en subsuelo y
cálculo del flujo de calor en el sector noroeste de la Cuenca Norte (Uruguay).
Tesis de Maestría – PEDECIBA Geociencias
Facultad de Ciencias, UDELAR (2020) – 111 pp.
Agradecimientos
iii
Primeramente a Dios por permitirme cumplir mis metas en la vida y por cada
bendición que me entrega cada día.
A mi mama Milagros Carreño, por ser mi pilar, mi ejemplo a seguir y por estar
siempre a mi lado apoyándome en todo momento sin importar cuanto o cuando pueda
necesitar de ella. Aprovecho estas etapas para además de agradecerte, dedicártelas
porque con los hechos quiero agradecerte más ¡mamá!
A mi papa Ricardo De León, por ser otro ejemplo y pilar en mi vida, por ayudarme
en la vida en general para seguir adelante sin importar lo cerca o lejos que esté. Esto
también es para ti.
A mis hermanos, por brindarme todos sus mejores y más positivos apoyos en las
buenas y en las malas.
A la Ing. Eliana Pérez, por ayudarme, ser mi compañera en la vida y estar conmigo
siempre que necesite brindándome su cariño y sus conocimientos profesionales y
morales en cada momento.
A la profesora Ethel Morales, por darme un voto de confianza desde un comienzo
sin conocerme, por guiarme en todo este camino y en cada momento que necesite. Por
brindarme todos sus conocimientos científicos y ser muy responsable y atenta en todo
instante. ¡Muchas gracias!
Al profesor Fábio Pinto, por ser una parte clave e importante en este proyecto al
brindarme profesionalmente sus conocimientos y ser de gran apoyo para el desarrollo del
mismo. ¡Muito obrigado!
A Agostina Pedro, por su amabilidad y ayuda siempre que acudí con alguna duda
y por ser parte de esta investigación con sus valiosos conocimientos.
A Analía Fein, por ser una guía, porque en todo tramite, en toda duda y en
cualquier momento siempre que estuvo a su alcance, me ayudo a hacer las cosas bien y
a estar encaminado. Muchas gracias.
iv
A todos los que participaron en esta etapa conmigo y que se me pueda escapar,
mis disculpas y mis más sinceras ¡Gracias!
A ANCAP y CeReGAS por haber facilitado parte de los datos empleados en el
desarrollo de este trabajo.
A la Universidad de la República por permitirme realizar estudios de postgrados
en sus instalaciones.
v
Resumen
Las cuencas Paraná y Chacoparanaense se corresponden con una extensa área de
sedimentación gondwánica, la que se extiende parcialmente por los territorios de Brasil,
Argentina, Paraguay y Uruguay. La porción más austral de la Cuenca Paraná recibe en
el territorio uruguayo el nombre de Cuenca Norte. La misma se desarrolla en la región
centro-norte de Uruguay, siendo el sector noroeste el comprendido en esta investigación.
En el área de estudio se presenta el denominado Sistema Acuífero Guaraní (SAG), el
que se ubica a profundidades crecientes hacia el Oeste, por debajo de una espesa
cobertura de basaltos, que en algunos sectores supera los 1.000 m, lo que le otorga
características de termalismo y surgencia. Las temperaturas encontradas en el SAG
oscilan entre 34 ºC y 48 ºC y, por tanto, son reconocidas como temperaturas de baja
entalpía. Actualmente son empleadas con fines de recreación y turismo. En este trabajo
se realizó la estimación de las temperaturas de superficie y subsuelo, a partir de una base
de datos diversa, a efectos de determinar el gradiente geotérmico y el flujo de calor
terrestre. Los gradientes geotérmicos estimados para los pozos del área de estudio se
ubican entre 15 ºC/km y 30 ºC/km, siendo la región oeste del departamento de Salto la
que presenta los valores más elevados. El flujo de calor se mantuvo en una media de 60
mW/m2, de forma coherente con lo que ocurre en ambientes continentales. En ningún
caso se consideró la ocurrencia de anomalías geotérmicas, al encontrarse los valores
obtenidos próximos a la media global. Adicionalmente, se estimaron las pérdidas de calor
durante el ascenso del agua desde el reservorio geotermal para cada uno de los pozos
del área de estudio. Encontrándose que, bajo los caudales presentes, dichas pérdidas
pueden en la mayoría de los casos, considerarse despreciables. Por lo dicho, las medidas
de temperatura del agua en superficie pueden ser consideradas como representativas de
las temperaturas del agua en el reservorio geotermal siempre que se utilicen equipos
adiabáticos. Como consecuencia de los resultados obtenidos, el sector oeste del
departamento de Salto se presenta como el área de mayor interés para futuros proyectos
geotérmicos.
Palabras Clave: Gradiente geotérmico, geotermia de baja entalpia, Sistema Acuífero
Guaraní (SAG).
vi
Abstract
The Parana and Chacoparanaense basins represent a large area of gondwanic
sedimentation, partially covering the territories of Brasil, Argentina, Paraguay and
Uruguay. The southernmost part of Parana Basin is located in uruguayan territory called
Norte Basin. This place is found in the Uruguay’s center-north region, being the northwest
sector the region covered in this investigation. In the study area is the so-called Guaraní
Aquifer System (SAG), located at increasing depths towards the west, under a thick
volcanic rock coverage (basalts), which in some places exceeds 1.000 m, giving it
thermalism and upwelling characteristics. Temperatures found on SAG range between 34
ºC y 48 ºC and, therefore, they are recognized as low-enthalpy geothermal energy,
currently, being developed for recreation and tourism purposes. In this work, the surface
and subsurface temperature estimation was carried out from a database diverse, with the
purpose of get the geothermal gradient and heat flow. Geothermal gradients estimated by
wells located in the study area ranged between 15 ºC/km y 30 ºC/km, being the west
region of Salto department the place with the highest values. The heat flow kept a mean
of 60 mW/m2, which is consistent with continental environments. Geothermal anomalies
were not considered at all, because the values were around global mean. Additionally,
heat loss was calculated taking into account an outflow from bottom hole in every well
considered in the work. Resulting that, because of flow present, such losses can be, in
the most of cases, negligible. Whereby, the water temperature measurements on surface
can be considered similar to in situ temperature if adiabatic equipments are used. Finally,
as result of this work, the west sector of Salto department is presented like the area with
the most interest to next geothermal projects.
Keywords: Geothermal gradient, low-enthalpy geothermal, Guaraní Aquifer System
(SAG).
vii
Índice de figuras
Figura 3.1: Ubicación geográfica del área de estudio. ........................................................ 17
Figura 3.2: Mapa geomorfológico del Uruguay (Panario, 1988), indicando el área de
estudio (rectángulo rojo). ........................................................................................................... 18
Figura 4.1: Cuencas Paraná y Chacoparanense ubicadas en distintos países de
Sudamérica (Modificado de Franca et al., 1995 en Marmisolle, 2015). ............................ 19
Figura 4.2: Columna estratigráfica de Cuenca Norte. (???) Indican la posible continuidad
de estas unidades hacia el Oeste. Tomado de Marmisolle, (2015). .................................. 23
Figura 4.3: Cuencas onshore de Uruguay y las megasecuencias aflorantes. Modificado
de Veroslavsky et al., (2006) en Marmisolle (2015). ............................................................. 24
Figura 4.4: Corte geológico del sector noroeste de la Cuenca Norte. Modificado de De
Santa Ana et al. (2006). ............................................................................................................. 29
Figura 5.1: Diagrama T-v de una sustancia pura. Tomado de (Yunus y Boles, 2012). 31
Figura 6.1: Ubicación geográfica de los pozos en el área de estudio (Noroeste de la
Cuenca Norte). ............................................................................................................................ 42
Figura 6.2: Ejemplo del gráfico de Horner. Tomado de Beardsmore y Cull (2001). ....... 44
Figura 6.3: Perfil de temperatura transitoria en una superficie solida expuesta a
convección. Tomado de Yunus y Afshin (2011). ................................................................... 54
Figura 6.4: Distribución empleada de la temperatura en un pozo para el cálculo de las
pérdidas de calor. Tomado de Alvarado y Bánzer (2002). .................................................. 56
Figura 7.1: Mapa de la Temperatura de superficie para el área de estudio. ................... 71
Figura 7.2: Comportamiento de la BHT para los pozos Belén, Pelado y Yacaré. .......... 72
Figura 7.3: Gráfico de Horner aplicado al pozo Pelado. ..................................................... 74
Figura 7.4: Gráfico de Horner aplicado al pozo Yacaré. ..................................................... 75
Figura 7.5: Perfil de temperatura obtenido en el pozo Yacaré mediante la correlación de
Schlumberger en el track 6. RhoFl (track 5) representa la densidad del filtrado del lodo.
ILD (Deep Induction Log) en el track 2. .................................................................................. 77
viii
Figura 7.6: Perfil de temperatura del pozo Itacumbú obtenido mediante la correlación de
Schlumberger en el track 6. RhoFl (track 5) representa la densidad del filtrado del lodo.
ILD (Deep Induction Log) en el track 2. .................................................................................. 78
Figura 7.7: Perfiles de resistividad y potencial espontáneo (SP) del pozo Belén
mostrando secciones no empalmadas y sin información. ILD (Deep Induction Log) en el
track 2. ILM (Medium Induction Log) en el track 3. ............................................................... 79
Figura 7.8: Comportamiento de la temperatura con la profundidad para el área de
estudio. ......................................................................................................................................... 82
Figura 7.9: Temperatura vs profundidad para los pozos del área de estudio. Se indica el
gradiente geotérmico calculado. .............................................................................................. 87
Figura 7.10: Comparacion entre perfiles de temperaturas regristrados (negro) y
calculados (azul) para los pozos Itacumbú, Belén y Yacaré. .............................................. 88
Figura 7.11: Mapa de Gradiente geotérmico (°C/km) para el área de estudio. ............... 90
Figura 7.12: Mapa de Flujo de calor (mW/m2) para el área de estudio. ........................... 91
Figura 7.13: Pérdida de calor calculada para el pozo Altos de Arapey. ..................................... 94
Figura 7.14: Pérdida de calor calculada para el pozo Arapey. .......................................... 94
Figura 7.15: Pérdida de calor calculada para el pozo Arapey 2. ....................................... 95
Figura 7.16: Pérdida de calor calculada para el pozo Belén. ............................................. 96
Figura 7.17: Pérdida de calor calculada para el pozo Club Remeros. .............................. 96
Figura 7.18: Pérdida de calor calculada para el pozo Colonia Viñar. ............................... 97
Figura 7.19: Pérdida de calor calculada para el pozo Daymán. ........................................ 97
Figura 7.20: Pérdida de calor calculada para el pozo Quebracho. ................................... 98
Figura 7.21: Pérdida de calor calculada para el pozo Horacio Quiroga. .......................... 99
Figura 7.22: Pérdida de calor calculada para el pozo Kanarek. ...................................... 100
Figura 7.23: Pérdida de calor calculada para el pozo Posada del Siglo XXI................. 100
Figura 7.25: Pérdida de calor calculada para el pozo Ose Salto. .................................... 101
Figura 7.26: Pérdida de calor calculada para el pozo San Nicanor. ............................... 102
ix
Figura 7.27: Pérdida de calor calculada para el pozo Pelado. ......................................... 102
Figura 7.28: Pérdida de calor calculada para el pozo Gaspar. ........................................ 103
Figura 7.29: Pérdida de calor calculada para el pozo Yacaré. ........................................ 103
x
Índice de tablas
Tabla 5.1. Valores promedios de gradientes geotérmicos. Tomado de Plate River
Associates, Inc., 2003 ................................................................................................................ 37
Tabla 5.2. Flujo de calor promedio. Tomado de (Stein, 1995)............................................ 38
Tabla 5.3. Clasificaciones de recursos geotermales de acuerdo a diferentes autores por
medio de la temperatura (Celsius) (Inga S. Moeck, 2014). ................................................. 40
Tabla 6.1. Coeficientes para la determinación de TD. Tomado de Beardsmore y Cull,
(2001) ............................................................................................................................................ 46
Tabla 6.3. Conductividades térmicas de las formaciones de la Cuenca de Paraná.
Tomado de (Gomes y Hamza, 2003). ..................................................................................... 50
Tabla 6.4. Conductividades térmicas de las rocas sugeridas por distintos autores.
Tomado de Beardsmore y Cull (2001) .................................................................................... 51
Tabla 7.1. Pozos completados en la zona de estudio (Figura 6.1) .................................... 61
Tabla 7.2. Topes de las formaciones de la Cuenca Norte de Uruguay (N/P: No está
presente) ...................................................................................................................................... 62
Tabla 7.3. Topes de las formaciones de la Cuenca Norte de Uruguay (N/P: No está
presente) (Continuación) ........................................................................................................... 63
Tabla 7.4. Topes de las formaciones de la Cuenca Norte de Uruguay (N/P: No está
presente) (Continuación) ........................................................................................................... 64
Tabla 7.5. Temperaturas estimadas a través de geotermómetros por Pedro y Morales
(2020) ............................................................................................................................................ 66
Tabla 7.6. Perfiles de pozos ..................................................................................................... 67
Tabla 7.7. Información disponible en cada pozo ................................................................... 68
Tabla 7.8. Temperatura media del aire en la estación meteorológica Salto, desde 1961
hasta 2017 ................................................................................................................................... 69
Tabla 7.9. Temperatura media del suelo y el aire en varias estaciones ........................... 70
Tabla 7.10. Parámetros requeridos para la elaboración del gráfico de Horner para el pozo
Pelado. .......................................................................................................................................... 73
xi
Tabla 7.11. Parámetros requeridos para la elaboración del gráfico de Horner para el pozo
Yacaré. ......................................................................................................................................... 74
Tabla 7.12. Temperaturas de subsuperficie para cada pozo y métodos empleado para su
cálculo. .......................................................................................................................................... 81
Tabla 7.13. Conductividades térmicas de las unidades geológicas en el área de estudio.
....................................................................................................................................................... 84
Tabla 7.14. Conductividades térmicas promedio ponderadas en cada pozo................... 85
Tabla 7.15. Flujo de calor estimado para los pozos del área de estudio. ......................... 89
xii
Índice
Agradecimientos ........................................................................................................................... ii
Resumen ........................................................................................................................................ v
Abstract ......................................................................................................................................... vi
1. Introducción ......................................................................................................................... 14
2. Objetivos .............................................................................................................................. 16
2.1 Objetivo General .................................................................................................................. 16
2.2 Objetivos específicos ........................................................................................................... 16
3. Área de estudio ................................................................................................................... 17
4. Contexto geológico ............................................................................................................. 19
4.1 Cuencas Paraná y Chacoparanense ...................................................................................... 19
4.2 Cuenca Norte ....................................................................................................................... 23
5. Marco Teórico ...................................................................................................................... 30
5.1 Transferencia de calor .......................................................................................................... 30
5.1.1 Mecanismos de transferencia de calor .......................................................................... 32
5.2 Conductividad térmica ......................................................................................................... 35
5.3 Difusividad térmica .............................................................................................................. 35
5.4 Gradientes geotérmicos ........................................................................................................ 36
5.5 Flujo geotérmico .................................................................................................................. 37
5.6 Energía geotérmica .............................................................................................................. 38
6. Materiales y métodos ............................................................................................................. 41
6.1. Datos e información utilizada ............................................................................................. 41
6.2 Conceptos básicos y metodológicos .................................................................................... 42
6.2.1. Estimación de la temperatura en subsuelo ................................................................... 42
6.2.2. Estimación de la temperatura de superficie ................................................................. 48
6.2.3. Estimación del gradiente geotérmico .......................................................................... 49
xiii
6.2.4. Estimación de la conductividad térmica ...................................................................... 49
6.2.5. Estimación del flujo de calor terrestre ......................................................................... 52
6.2.6. Estimación de la pérdida de calor ................................................................................ 55
7. Resultados ............................................................................................................................... 60
7.1 Estimar el gradiente geotérmico y el flujo de calor como una solución analítica de la
distribución de temperatura y transferencia de calor en régimen estacionario .......................... 60
7.1.1 Organizar una base de datos que concentre la mayor cantidad de información del área de
estudio ........................................................................................................................................ 60
7.1.2 Determinar la temperatura de superficie, subsuperficie y la conductividad térmica de las
rocas ........................................................................................................................................... 68
7.1.2.1 Temperatura de superficie ......................................................................................... 68
7.1.2.2 Temperatura de subsuperficie .................................................................................... 72
7.1.2.3 Coductividad térmica ................................................................................................. 82
7.2 Estimar la pérdida de calor promedio de los fluidos desde los reservorios geotérmicos hasta
superficie en función del flujo de calor calculado ..................................................................... 92
8. Conclusiones ..................................................................................................................... 105
9. Referencias bibliográficas ............................................................................................... 107
Apéndice A ................................................................................................................................. 109
14
1. Introducción
El flujo geotérmico puede definirse como la transferencia de calor desde el interior
de la Tierra hacia la superficie, siendo el principal agente controlador de los procesos
geológicos a escala cortical (Sigismondi, 2009). Asimismo, el conocimiento del campo de
temperaturas del subsuelo es fundamental para el entendimiento del origen y evolución
de las cuencas sedimentarias, la generación de hidrocarburos, la ocurrencia de
terremotos y vulcanismo, entre otros fenómenos geológicos.
Actualmente la energía geotérmica (entendida como el calor contenido en la
Tierra), es una de las energías renovables de mayor importancia, tanto por ser utilizada
para la generación de energía eléctrica, como por emplearse en forma directa en
sistemas de calefacción, balnearios y piscinas climatizadas, lo que ha sido la forma más
antigua de aprovechamiento de este recurso. Asimismo, es una fuente de energía limpia,
cuyo uso es fomentado al presente en gran medida, como consecuencia de los distintos
escenarios que presentan los combustibles fósiles (López, 2008).
En la actualidad, países que no poseen, o poseen escasas reservas de
hidrocarburos, se esfuerzan cada vez más en basar su matriz energética en este tipo de
fuentes. Tal es el caso de Uruguay que para el balance energético del año 2017, realizado
por la Dirección Nacional de Energía (DNE), mostró que las fuentes de energía
renovables (biomasa, hídrico, eólico y solar) tuvieron una participación superior al 55%
en la matriz de abastecimiento, mientras que el restante correspondió a fuentes no
renovables (petróleo y derivados, gas natural, carbón mineral y coque). En el año 2019,
la contribución de fuentes renovables en la matriz energética nacional ascendió a 62.3%
(MIEM, 2019).
En Uruguay, aguas termales provenientes del Sistema Acuífero Guaraní (SAG),
en el Norte del país, han sido utilizadas con fines de recreación y turismo desde hace
más de 50 años. El sistema geotérmico conocido es de baja entalpía (30ºC < T < 100ºC)
y se corresponde con un acuífero profundo, situado por debajo de 1.000 m de basaltos,
en una cuenca sedimentaria con gradiente geotérmico normal. Sin embargo, no se
descarta la presencia de recursos de media entalpía (100ºC < T < 150ºC), en sectores
de cuencas profundos, aún no perforados, asociados a unidades geológicas ubicadas
por debajo del SAG, las cuales eventualmente podrían contener acuíferos confinados a
15
temperaturas que permitan la producción de energía eléctrica utilizando plantas binarias
(Marmisolle 2015; Morales 2015; Cernuschi 2014).
Este trabajo pretende ampliar la información y contribuir al conocimiento del
recurso geotérmico en el sector noroeste de la Cuenca Norte, a través del entendimiento
de la distribución de la temperatura en el subsuelo y la estimación del flujo de calor. Se
analiza la transferencia de calor en el área de estudio, integrando datos de temperatura
en el subsuelo y en superficie, con el propósito de establecer valores fijos para determinar
las condiciones de fronteras en las que se lleva a cabo el flujo de calor terrestre.
La evaluación del flujo de calor en el área de estudio es relevante para la
exploración y explotación de recursos geotérmicos, pudiendo ser un aporte significativo
para estudios posteriores. En este análisis se integra información multidisciplinaria
obtenida durante diversas operaciones y estudios previos, tales como la exploración de
hidrocarburos, perforación, completación y posterior etapa de producción de aguas
termales.
16
2. Objetivos
2.1 Objetivo General
Estimar la distribución de la temperatura en subsuelo y el flujo de calor en el sector
noroeste de la Cuenca Norte (Uruguay).
2.2 Objetivos específicos
1. Estimar el gradiente geotérmico y el flujo de calor como una solución analítica de
la distribución de temperatura y transferencia de calor en régimen estacionario.
2. Estimar la pérdida de calor promedio de los fluidos desde los reservorios
geotérmicos hasta la superficie en función del flujo de calor calculado.
17
3. Área de estudio
El área de estudio está ubicada en la región noroeste de la Cuenca Norte de
Uruguay, abarcando los departamentos de Salto y Artigas, y parcialmente el
departamento de Paysandú (Fig. 3.1)
Figura 3.1: Ubicación geográfica del área de estudio.
Desde el punto de vista geomorfológico, según Panario, (1988), el área de estudio
comprende mayoritariamente el sector denominado “cuesta basáltica” y en forma
subordinada la “cuenca sedimentaria del litoral oeste” (Fig. 3.2).
18
Figura 3.2: Mapa geomorfológico del Uruguay (Panario, 1988), indicando el área de estudio
(rectángulo rojo).
Las unidades geológicas aflorantes, en el área de estudio están representadas
mayoritariamente por los basaltos de la Formación Arapey (Eocretácico), aunque también
se reconocen unidades sedimentarias mesozoicas y cenozoicas. Las unidades
mesozoicas se corresponden con rocas sedimentarias clásticas del Cretácico Superior,
pertenecientes a las formaciones Guichón y Mercedes, aflorantes en el área denominada
desde el punto de vista geomorfológico “cuenca sedimentaria del litoral oeste”. En el
extremo occidental del área de estudio, sobre el río Uruguay, se identifica la presencia
de rocas sedimentarias Cenozoicas, pertenecientes a las formaciones Fray Bentos
(Oligoceno) y Salto (Pleistoceno).
Leyenda
Cuenca sedimentaria del noreste
Cuesta basáltica
Zona de retroceso del frente de cuesta
Cuenca sedimentaria del litoral oeste
Cuenca sedimentaria del suroeste
Fosa tectónica del Santa Lucía
Sistema de planicies y fosa de la laguna Merín
Región cristalina centrosur
Sierras del este e isla cristalina de Rivera
Colinas y lomadas
19
4. Contexto geológico
4.1 Cuencas Paraná y Chacoparanense
Las cuencas Paraná y Chacoparanaense albergan depósitos sedimentarios de
edad paleozoica y mesozoica así como importantes registros magmáticos mesozoicos
asociados a su evolución (Marmisolle, 2015) (Fig. 4.1). Esta enorme depresión se originó
hacia el Neo-ordovícico, emplazándose sobre una corteza continental estabilizada luego
de los procesos tectónicos correspondientes al final del Ciclo Brasiliano (Milani, 1997).
Figura 4.1: Cuencas Paraná y Chacoparanense ubicadas en distintos países de Sudamérica
(Modificado de Franca et al., 1995 en Marmisolle, 2015).
Definidas como cuencas intracratónicas, diversos aspectos de su evolución son
aún controvertidos en particular su origen, asunto que no escapa a la discusión sobre el
20
origen de las grandes cuencas desarrolladas en el interior de áreas cratónicas (Allen &
Allen, 2005).
Milani, (1997) planteó que las correlaciones establecidas entre unidades y
procesos dentro de la Cuenca Paraná están íntimamente asociadas a los grandes
eventos tectónicos que ocurrieron en el margen gondwánico, siendo la misma el resultado
de complejos procesos tectono-sedimentarios actuantes durante el Fanerozoico, entre
los que alternaron momentos de sedimentación, magmatismo, no depositación y erosión
(Marmisolle, 2015).
El relleno de este gran ámbito de sedimentación es de tipo volcano-sedimentario,
y comprende rocas que van desde el Ordovícico al Cretácico, producto de la
superposición de diversas cuencas, las cuales evolucionaron en el tiempo con estilo,
arreglo de facies y sedimentación diferentes (Zalán, 1991).
Los primeros registros de la Cuenca Paraná son de edad Ordovícico - Silúrico. En
Argentina, esta secuencia está representada por las formaciones Pirañé, Árbol Blanco,
Las Breñas y Caburé (Chebli et al., 1999). En Brasil, está representada por el Grupo Río
Ivaí y en Paraguay, también se cortaron unidades que se correlacionan con este grupo
(Fúlfaro, 1995). En Uruguay, no hay registros sedimentarios que se conozcan para ese
momento evolutivo de la cuenca. Milani, (1997) señaló que el Ordovícico estuvo
controlado por los lineamientos del basamento y que la sedimentación estuvo ligada a
fosas alargadas de dirección NE – SW; ejemplo de ello es la fosa tectónica de Las Breñas
en Argentina y la gran depresión central denominada Calha Central en Brasil (Marmisolle,
2015). Desde el punto de vista estructural la Cuenca Norte presenta un importante
conjunto de estructuras de dirección general N°315-N°325 y un conjunto de fallas de
menor extensión y rumbo general N-S, N°20 (De Santa Ana et al., 2006). Bossi (1974)
menciona que los basaltos de la Formación Arapey presentan un basculamiento general
hacia el Oeste, con diferencias considerables de espesor a un lado y al otro de la falla
Arapey (Bossi y Navarro, 1991). En el área de estudio se destaca el “Corredor Salto -
Tambores”, definido por Marmisolle (2015), el cual presenta un rumbo general NW y está
delimitado por las fallas Arapey al Norte y Daymán al Sur.
Las condiciones de sedimentación para el Silúrico son diferentes a las anteriores
dando inicio a una depositación de tipo plataformal, las cuales continuaron durante el
21
Devónico. Algunos autores (Astini, 1990; Toro & Sánchez, 1995 y Milani, 1997) señalaron
la existencia de paquetes silúricos asociados a frentes deltaicos rellenando fosas
alargadas de rumbo N-S a partir de áreas fuentes situadas al Este, o grandes aportes
clásticos atribuidos al levantamiento de elementos estructurales en el interior de la
Cuenca Paraná.
Los registros del Devónico presentan una mayor distribución superficial que el
Silúrico y están bien representados en Argentina, Brasil, Paraguay y Uruguay (Milani,
1997). En Brasil, el Grupo Paraná (formaciones Furnas y Ponta Grossa) alcanza
espesores de hasta 850 m, mientras que en Argentina (formaciones Caburé y Rincón)
supera los 1.000 m. En Uruguay, el Grupo Durazno (Bossi, 1966) muestra un espesor
máximo de 300 m.
Durante el Permo-Carbonífero, la Orogenia Herciniana o Chánica descripta por
varios autores, entre ellos Zalán, (1991), López Gamundi & Rossello, (1993), sumado a
los fenómenos de descensos del nivel del mar como producto de la glaciación
Carbonífera (López Gamundi & Rossello, 1993; Fúlfaro, 1995; Milani, 1997), fueron
responsables de la discordancia regional entre los registros Siluro/Devónicos y
Carboníferos. En términos generales la secuencia Permo-Carbonífera ocupó una
extensión aún mayor que la secuencia Devónica (Marmisolle, 2015).
En Uruguay, la sedimentación Carbonífera está representada por la Formación
San Gregorio, de acuerdo a la definición de Preciozzi et al., (1986). Cobbold et al., 1986,
Zalán et al., (1990), López Gamundi & Rossello (1997), Milani & Ramos (1988) y otros,
propusieron que el Pérmico estuvo marcado por el cierre paulatino del mar y por el
levantamiento generalizado de áreas cratónicas como repuesta a la tectónica compresiva
del margen occidental de Gondwana. El Pérmico Medio en Uruguay está representado
por las Formaciones Tres Islas, Fraile Muerto, Mangrullo, Paso Aguiar y Yaguarí, (De
Santa Ana, 2004).
Cabe señalar que durante todo el Pérmico hubo actividad volcánica intensa, la cual
se reconoce en los niveles de cenizas volcánicas presentes en las formaciones Rio Bonito
(Brasil), Mangrullo y Yaguarí (Uruguay) y San Miguel (Argentina).
Hacia el Pérmico Tardío - Triásico Temprano la continentalización y desertificación
de la cuenca que propuso Milani, (1997) quedó representada por las formaciones Buena
22
Vista (Uruguay), Sanga do Cabral (Brasil), existiendo además una extensión en el
Triásico Superior que está representada por depósitos continentales y fosilíferos que son
reunidos en las formaciones Santa María y Caturrita (Brasil). Milani, (1997) sugirió que
parte de los potentes depósitos arenosos que se encuentran en el extremo noroeste de
la Cuenca Norte puedan estar relacionados a esa sedimentación del Triásico Medio a
Superior.
Luego del proceso de continentalización ocurrió un fuerte proceso erosivo
responsable de la discordancia formada durante el Triásico y buena parte del Jurásico.
Uliana et al., (1989) y Milani, (1997) señalaron que durante el Jurásico hubo continuidad
de las condiciones dominantes del Triásico Superior, con el desarrollo de grabens y
magmatismo asociado, abarcando áreas cada vez mayores en Gondwana Occidental.
El período Jurásico está representado por rocas sedimentarias de origen
continental y marino dependiendo de la región paleogeográfica de la Cuenca Paraná.
Milani (1997) destacó que dicha cuenca, en el dominio de intraplaca, se caracterizó por
el aislamiento y una máxima restricción a la entrada de agua oceánica quedando
representado por las formaciones Botucatú y Pirambóia en Brasil; Tacuarembó en
Uruguay y Argentina y Misiones en Paraguay.
Durante el Cretácico la apertura del Atlántico Sur constituyó un evento extensional,
policíclico, que afectó y reactivó las antiguas discontinuidades del basamento
precámbrico. Tal evento forjó importantes fenómenos de subsidencia que generaron
espacio de acomodación para los depósitos eólicos de las formaciones Botucatú (Brasil),
Tacuarembó (Argentina y Uruguay) y/o Misiones (Paraguay). Adicionalmente, benefició
la migración del depocentro magmático hacia el Sur (Turner et al., 1994). La
desagregación continental produjo la emisión de enormes volúmenes de lavas basálticas,
representadas por las formaciones Serra Geral (Argentina y Brasil), Alto Paraná
(Paraguay) y Arapey (Uruguay).
Fúlfaro et al. (1982), Zalán et al., (1990), Rossello & Mozetic, (1999), entre otros,
indicaron que la Cuenca Paraná llegó a su fin como ámbito de sedimentación y unidad
geotectónica regional, con la sedimentación Cretácica post-basáltica representada en
Uruguay por las formaciones Guichón y Mercedes, en Argentina por las formaciones
23
Puerto Yeruá y Pay Ubre y en Brasil por las formaciones Aracatuba, Adamantina,
Uberaba y Marilia.
4.2 Cuenca Norte
La región más austral de la Cuenca Paraná recibe en el territorio uruguayo con el
nombre de Cuenca Norte. Dicha cuenca se desarrolla en la región centro-norte de nuestro
país abarcando una superficie aproximada de 90.000 Km2. Presenta un espesor máximo
de 2.377 m, registrado en el pozo “Yacaré” (Salto), aunque se estima que en algunos
sectores (particularmente al Oeste del departamento de Salto) el espesor del relleno
podría superar los 3.500 m (De Santa Ana et al., 2006: Marmisolle, 2015). De acuerdo a
De Santa Ana et al., (2006), la Cuenca Norte presenta un relleno volcano-sedimentario
de edades comprendidas entre el Devónico Temprano y el Cretácico Superior compuesto
por 4 secuencias depositacionales, denominadas: Secuencia Devónica, Secuencia
Permo-Carbonífera, Secuencia Juro-Eocretrácica y Secuencia Neocretácica (Fig. 4.2),
(Marmisolle, 2015).
Figura 4.2: Columna estratigráfica de Cuenca Norte. (???) Indican la posible continuidad de
estas unidades hacia el Oeste. Tomado de Marmisolle, (2015).
24
En la figura 4.3 se muestra el área de afloramiento de cada una de las secuencias
depositacionales definidas por De Santa Ana, (2004).
Figura 4.3: Cuencas onshore de Uruguay y las megasecuencias aflorantes. Modificado de
Veroslavsky et al., (2006) en Marmisolle (2015).
A continuación, se describen brevemente las unidades geológicas formales que
constituyen el relleno de la Cuenca Norte en el área de estudio, agrupadas en las
secuencias definidas por De Santa Ana (2004).
Secuencia Devónica
Integrada de base a tope por las formaciones Cerrezuelo, Cordobés y La Paloma,
las que constituyen el Grupo Durazno (Bossi, 1966). Se trata de una sucesión
sedimentaria, depositada en ambientes sedimentarios transicionales y marinos poco
profundos (Veroslavsky et al., 2006).
Formación Cerrezuelo: Constituida por areniscas predominantemente medias
a gruesas, friables a consolidadas, con composición cuarzo–feldespática a
feldespática a veces con abundante mica. Presentan frecuentes
Leyenda
25
intercalaciones de pelitas, a veces algo arenosos, otras veces muy arcillosos,
con espesores que no superan el metro. Niveles pelíticos ocurren hacia el tope
de la unidad, próximo al pasaje con la Formación Cordobés.
Formación Cordobés: Reúne a una sucesión relativamente monótona de
pelitas (desde francamente lutíticas a, por sectores, con importante
participación de arenas finas), grises oscuros, a veces negras, laminadas a
macizas, fosilíferas, micáceas y ocasionalmente con abundante pirita. Pueden
localmente contener delgados niveles de areniscas finas. Comúnmente
ocurren niveles ferruginosos y ocasionalmente niveles lenticulares de yeso.
Formación La Paloma: Constituida por areniscas finas a medias, cuarzo–
feldespáticas a feldespáticas y micáceas. Hacia la base se intercalan niveles
pelíticos y hacia la parte superior de la unidad alternan niveles de areniscas
gruesas a conglomerádicas.
Secuencia Permo-Carbonífera
Los registros del Permo-Carbonífero conforman el Grupo Cerro Largo (De Santa
Ana et al. 2006; Goso et al., 1996; Goso, 1995), integrado de base a tope por las
formaciones: San Gregorio, Cerro Pelado, Tres Islas, Fraile Muerto, Mangrullo, Paso
Aguiar, Yaguarí y Buena Vista. Estos registros conforman un ciclo Transgresivo-
Regresivo, cuyos registros basales están ligados a un importante evento glacial conocido
como “Glaciación Gondwánica” (formaciones San Gregorio y Cerro Pelado) y los
cuspidales a ambientes continentales (Formación Buena Vista). El momento de máxima
transgresión marina se corresponde con la Formación Fraile Muerto.
Formación San Gregorio: Reúne a un conjunto de rocas sedimentarias cuyo
atributo litológico distintivo es la variabilidad de sus facies representada por
diamictitas, tillitas, areniscas, pelitas y ritmitas.
Formación Cerro Pelado: definida a efectos de separar con un criterio
operacional. un conjunto de litologías de naturaleza esencialmente pelítica y
pelítica-arenosa, de tonalidades grises, negras y castañas, con porcentajes
variable de materia orgánica (de Santa Ana, 2004).
26
Formación Tres Islas: Está constituida por una sucesión de areniscas,
predominantemente finas a medias, a las que se intercalan areniscas
conglomerádicas y pelitas. Se asocian ocasionales niveles de carbón y pelitas
con restos carbonosos.
Formación Fraile Muerto: Reúne un conjunto de litologías de naturaleza marina
plataformal, integradas por pelitas grises a negras finamente laminadas,
fosilíferas, localmente bioturbadas, areniscas finas a muy finas y niveles
calcáreos asociados.
Formación Mangrullo: Reúne una sucesión de calizas arenosas y dolomíticas,
lutitas pirobituminosas, pelitas micáceas fosilíferas, de colores grises oscuro a
negros, asociadas a condiciones subacuáticas restringidas.
Formación Paso Aguiar: Está compuesta de base a tope por una sucesión de
pelitas grises micáceas con intercalaciones de areniscas calcáreas y venas
calcosilicosas, que pasan gradualmente a ritmitas finas (pelíticos/arenosos).
Formación Yaguarí: integrada en forma dominante por limolitas micáceas y
arcillosas, de baja permeabilidad, en menor proporción areniscas finas a muy
finas y lutitas que gradan a una alternancia de areniscas finas a muy finas y
limolitas de colores vivos.
Formación Buena Vista: Está compuesta por una potente sucesión de
areniscas finas a medias, rojas a blanquecinas, que se intercala con niveles
pelíticos rojos y conglomerádicos, caracterizando a ambientes transicionales
proximales y a sistemas continentales (fluviales y eólicos).
Secuencia Juro-Eocretácica
Representada fundamentalmente por rocas sedimentarias de origen continental,
fluvial y eólico, reunidas en las formaciones Rivera, Tacuarembó e Itacumbú y por rocas
volcánicas (basaltos) de la Formación Arapey y Gaspar (De Santa Ana et al., 2006).
Formación Gaspar: Reúne basaltos subsuperficiales de escaso desarrollo en
la cuenca.
Formación Itacumbú: De distribución restringida, sin afloramientos, constituye
una sucesión de estratos de areniscas sublíticas y arcósicas, muy micáceas, a
27
las que se intercalan estratos pelíticos y ocasionales niveles arcillosos,
margosos y carbonáticos.
La Formación Rivera (o Tacuarembó Superior, según autores) comprende
espesores que oscilan entre los 30 a 40 m de espesor, con abundante
presencia de areniscas finas a medias y de buena a moderada selección, que
representan depósitos de dunas eólicas en condiciones áridas, que gradan
lateralmente a otras facies.
La Formación Tacuarembó (o Tacuarembó Inferior, según autores) presenta
espesores aproximados de 200 a 250 m de espesor, comprende areniscas con
buena selección, de escasa matriz y alta homogeneidad y pelitas, depositadas
en condiciones continentales subacuáticas, con abundante contenido de
fósiles.
Formación Arapey: Está constituida principalmente por rocas basálticas de
naturaleza toleítica de grano medio a fino.
Secuencia Cretácico Superior
Los depósitos clásticos post-basálticos en el litoral oeste del Uruguay están
representados por depósitos continentales esencialmente fluviales.
Formación Guichón: Se trata de areniscas finas y medias, de selección regular
a buena, cuarzosas, a veces feldespática. El cemento es arcilloso abundante;
en partes con un grado de compactación que le da a la roca una considerable
coherencia (Bossi, 1966).
Formación Mercedes: Integrada por diversas litologías que incluyen
predominantemente areniscas y conglomerados. Son frecuentes las litologías
calcáreas, ferrificadas y silicificadas. Subordinadamente ocurren litologías de
tamaño de grano fino (Goso, 1999).
28
Cobertura Cenozoica
Formación Fray Bentos: Incluye areniscas finas, limolitas, fangolitas y niveles
conglomerádicos, presentan procesos relativamente intensos de
carbonatación y silicificación.
Formación Salto: Reúne areniscas, areniscas conglomerádicas y
conglomerados a los que se intercalan ocasionales niveles de pelitas verdes,
a veces arenosas y/o arcillosas.
Sistema Acuífero Guaraní
El Sistema Acuífero Guaraní (SAG) se incluye en la Secuencia Juro-Eocretácica,
estando constituido por el conjunto de rocas sedimentarias continentales siliciclásticas de
edades Mesozoicas. Está limitado estratigráficamente por una discordancia regional
Permo-Eotriásica en su base y al tope por los derrames basálticos de la Formación
Arapey en Uruguay y la Formación Serra Geral en Brasil, de edades aproximadas entre
145 - 130 Ma (Lebac, 2008). De esta forma, se excluyen del SAG a la Formación Arapey
(basaltos y areniscas) así como a las unidades sedimentarias paleozoicas infrayacentes,
incluyendo a aquellas como la Formación Buena Vista con la que, en algunos sectores
de cuenca, existe una franca comunicación hidráulica (Lebac, 2008). Por tanto, desde el
punto de vista litoestratigráfico, de tope a base, el SAG está integrado por la Formación
Rivera, definida por Ferrando et al., (1987), la Formación Tacuarembó, definida por Bossi
et al., (1975) y la Formación Itacumbú, definida por De Santa Ana, (2004). Las mismas
comprenden edades que van desde el Jurásico Superior al Cretácico Inferior.
Las areniscas Juro-Cretácicas que conforman el SAG se localizan a profundidades
crecientes hacia el Oeste manteniendo en general, un espesor que promedia los 250 –
300 m (Lebac, 2008). Hacia el Oeste, las rocas volcánicas suprayacentes incrementan
su espesor (Fig. 4.4) superando los 1.050 m en áreas próximas al río Uruguay (por
ejemplo, en la ciudad de Salto y alrededores). Esta situación determina que el agua que
se extrae de las rocas que conforman el SAG en ese sector de cuenca se encuentre a
temperaturas que oscilan entre los 34ºC y los 48ºC (Lebac, 2008).
29
Figura 4.4: Corte geológico del sector noroeste de la Cuenca Norte. Modificado de De Santa Ana et al. (2006).
30
5. Marco Teórico
5.1 Transferencia de calor
El calor es la forma de la energía que se puede transferir de un sistema a otro
como resultado de la diferencia en la temperatura. Se trata de un tipo de energía asociada
con el movimiento aleatorio de los átomos y moléculas.
La energía puede existir en numerosas formas (térmica, mecánica, cinética,
potencial, eléctrica, magnética, química y nuclear) y su suma constituye la energía total
E (o e en términos de unidad de masa) de un sistema (Yunus y Afshin, 2011). Las formas
de energía relacionadas con la estructura molecular de un sistema y con el grado de la
actividad molecular se conocen como energía microscópica. La suma de todas las formas
microscópicas de energía se llama energía interna de un sistema y se denota por U (o u
en términos de unidad de masa) (Yunus y Afshin, 2011). Se puede considerar la energía
interna como la suma de las energías cinética y potencial de las moléculas. La parte de
la energía interna de un sistema que está asociada con la energía cinética de las
moléculas se conoce como energía sensible o calor sensible. La velocidad promedio y el
grado de actividad de las moléculas son proporcionales a la temperatura. Por
consiguiente, en temperaturas más elevadas las moléculas poseen una energía cinética
más alta y como resultado, el sistema tiene una energía interna también más alta. La
energía interna asociada con la fase de un sistema se llama energía latente o calor latente
(Yunus y Boles, 2012).
En el análisis de los sistemas que comprenden el flujo de fluidos, con frecuencia
se encuentra la combinación de las propiedades u y Pv. En beneficio de la sencillez y por
conveniencia, a esta combinación se la define como entalpía h. Es decir, h = u + Pv, en
donde el término Pv representa la energía de flujo del fluido (también llamada trabajo de
flujo), que es la energía necesaria para empujar un fluido y mantener el flujo. En el análisis
de la energía de los fluidos que fluyen, es conveniente tratar la energía de flujo como
parte de la energía del fluido y representar la energía microscópica de un flujo de un fluido
por la energía h (Yunus y Boles, 2012).
Existen procesos térmicos durante los cuales no hay transferencia de calor, los
que se denominan como procesos adiabáticos. El término adiabático proviene de la
31
palabra griega adiabatos, que significa “no pasar”. Hay 2 maneras en que un proceso
puede ser adiabático, o bien el sistema está bien aislado de modo que sólo una cantidad
insignificante de calor cruza la frontera, o bien el sistema como el exterior están a la
misma temperatura y por lo tanto no hay fuerza impulsora (diferencia de temperatura)
para la transferencia de calor (Yunus y Boles, 2012). Hay que distinguir entre un proceso
adiabático y uno isotérmico, aunque no hay transferencia de calor durante un proceso
adiabático, otros medios como el trabajo pueden cambiar el contenido de energía y, en
consecuencia, la temperatura de un sistema. En ocasiones, es deseable conocer la tasa
de transferencia de calor (cantidad de calor transferida por unidad de tiempo) en lugar del
calor total transferido durante cierto intervalo de tiempo. La tasa de transferencia de calor
se expresa con �̇�, donde el punto significa la derivada con respecto al tiempo, o “por
unidad de tiempo”. La tasa de transferencia de calor �̇� tiene las unidades kJ/s,
equivalente a kW.
Las variaciones que experimentan las propiedades en una sustancia como el agua
durante los procesos de transferencia de calor se comprenden mejor con la ayuda de
diagramas de propiedades. A continuación, se presenta un diagrama T-v para sustancias
puras.
Figura 5.1: Diagrama T-v de una sustancia pura. Tomado de (Yunus y Boles, 2012).
32
Los estados de líquido saturado que se presentan en la figura 5.1 pueden
conectarse mediante una línea llamada línea de líquido saturado, y los de vapor saturado
mediante la línea de vapor saturado. Estas 2 líneas se unen en el punto crítico formando
un punto máximo en la curva, mientras todos los estados de líquido comprimido se
localizan en la región a la izquierda de la línea de líquido saturado, conocida como región
de líquido comprimido, y los de vapor sobrecalentado se encuentran a la derecha de la
línea de vapor saturado, en la región de vapor sobrecalentado. En estas 2 regiones la
sustancia existe en una sola fase, líquida o vapor. Todos los estados que abarcan ambas
fases en equilibrio se localizan bajo la curva de saturación, en la región llamada de mezcla
saturada líquido-vapor o región húmeda (Yunus y Boles, 2012).
5.1.1 Mecanismos de transferencia de calor
Un análisis termodinámico se interesa en la cantidad de transferencia de calor
conforme un sistema pasa por un proceso, de un estado de equilibrio a otro. La ciencia
que trata de la determinación de las razones de esas transferencias de energía es la
transferencia de calor. La transferencia de energía como calor siempre se produce del
medio que tiene la temperatura más elevada hacia el de temperatura más baja, y la
transferencia de calor se detiene cuando los dos medios alcanzan la misma temperatura
(Yunus y Afshin, 2011)
La temperatura es una medida de las energías cinéticas de las partículas, como
las moléculas o los átomos de una sustancia. En un líquido o gas, la energía cinética de
las moléculas se debe a su movimiento aleatorio de traslación, así como a sus
movimientos de vibración y rotación. Cuando chocan 2 moléculas que poseen energías
cinéticas diferentes, parte de la energía cinética de la molécula más energética (la de
temperatura más elevada) se transfiere a la menos energética (la de temperatura más
baja), de manera muy semejante a cuando chocan 2 bolas elásticas de la misma masa a
diferentes velocidades, parte de la energía cinética de la bola más rápida se transfiere a
la más lenta. Entre más alta es la temperatura, más rápido se mueven las moléculas,
mayor es el número de las colisiones y mejor es la transferencia de calor (Yunus y Afshin,
2011).
33
El calor se puede transferir en 3 modos diferentes: conducción, convección y
radiación:
Conducción
Es la transferencia de energía de las partículas más energéticas de una sustancia
hacia las adyacentes menos energéticas, como resultado de interacciones entre esas
partículas. La conducción puede tener lugar en los sólidos, líquidos o gases. En los gases
y líquidos la conducción se debe a las colisiones y a la difusión de las moléculas durante
su movimiento aleatorio. La Ley de Fourier es la que describe la transferencia de calor
por mecanismos de conducción (Yunus y Afshin, 2011):
𝑄 = −𝑘𝐴𝑑𝑇
𝑑𝑥
Ecuación 1
donde 𝑄 representa la transferencia de calor por conducción en W, la constante
de proporcionalidad k es la conductividad térmica del material en W/m-°C, que es una
medida de la capacidad de un material para conducir calor. dT/dx es el gradiente de
temperatura, el cual es la pendiente de la curva de temperatura en un diagrama T-x (la
razón de cambio de T con respecto a x), en la ubicación x. La relación antes dada indica
que la razón de conducción del calor en una dirección es proporcional al gradiente de
temperatura en esa dirección. El calor es conducido en la dirección de la temperatura
decreciente y el gradiente de temperatura se vuelve negativo cuando esta última decrece
al crecer x. El signo negativo en la Ecuación 1 garantiza que la transferencia de calor en
la dirección x positiva sea una cantidad positiva. Por lo tanto, se concluye que la razón
de la conducción de calor a través de una capa plana es proporcional a la diferencia de
temperatura a través de ésta y al área de transferencia de calor, pero es inversamente
proporcional al espesor de esa capa.
Convección
Es el modo de transferencia de energía entre una superficie sólida y el líquido o
gas adyacente que está en movimiento y comprende los efectos combinados de la
conducción y el movimiento de fluidos. Mientras más rápido es el movimiento de un fluido,
mayor es la transferencia de calor por convección. En ausencia de cualquier movimiento
masivo de fluido, la transferencia de calor entre una superficie sólida y el fluido adyacente
34
es por conducción pura. Esta transferencia de calor se expresa por medio de la Ley de
Newton del enfriamiento (Yunus y Afshin, 2011):
𝑄 = ℎ𝐴𝑠(𝑇𝑠 − 𝑇∞) Ecuación 2
donde h es el coeficiente de transferencia de calor por convección, en W/m2-°C o
Btu/h-ft2-°F, As es el área superficial a través de la cual tiene lugar la transferencia de
calor por convección, Ts es la temperatura de la superficie y 𝑇∞ es la temperatura del
fluido suficientemente alejado de esta superficie. Nótese que en la superficie la
temperatura del fluido es igual a la del sólido (Yunus y Afshin, 2011).
Radiación
Es la energía emitida por la materia en forma de ondas electromagnéticas (o
fotones) como resultado de los cambios en las configuraciones electrónicas de los
átomos o moléculas. A diferencia de la conducción y la convección, la transferencia de
calor por radiación no requiere la presencia de un medio interventor. De hecho, la
transferencia de calor por radiación es la más rápida (a la velocidad de la luz) y no sufre
atenuación en un vacío. Esta es la manera en la que la energía del Sol llega a la Tierra.
En los estudios de transferencia de calor es de interés la radiación térmica, que es la
forma de radiación emitida por los cuerpos debido a su temperatura. Es diferente de las
otras formas de radiación, como los rayos X, los rayos gamma, las microondas, las ondas
de radio y de televisión, que no están relacionadas con la temperatura. Todos los cuerpos
a una temperatura arriba del 0 absoluto emiten radiación térmica. La radiación es un
fenómeno volumétrico y todos los sólidos, líquidos y gases emiten, absorben o transmiten
radiación en diversos grados. Sin embargo, la radiación suele considerarse como un
fenómeno superficial para los sólidos que son opacos a la radiación térmica, como los
metales, la madera y las rocas, ya que las radiaciones emitidas por las regiones interiores
de un material de ese tipo nunca pueden llegar a la superficie, y la radiación incidente
sobre esos cuerpos suele absorberse en unas cuantas micras hacia adentro de dichos
sólidos. La razón máxima de la radiación que se puede emitir desde una superficie a una
temperatura termodinámica Ts (en K o R) es expresada por la ley de Stefan-Boltzmann
como (Yunus y Afshin, 2011):
35
𝑄 = 𝜀𝜎𝐴𝑠𝑇𝑠4 Ecuación 3
donde 𝜎 = 5.67x10-8 W/m2-K4, es la constante de Stefan-Boltzmann. La superficie
idealizada que emite radiación a esta razón máxima se llama cuerpo negro y la radiación
emitida por este es la radiación del cuerpo negro. 𝜀 es la emisividad de la superficie y
varía entre 0 y 1 (radición emitida por un cuerpo negro).
5.2 Conductividad térmica
Los materiales almacenan calor en forma diferente y una propiedad que considera
este aspecto es el calor específico cp, entendido como una medida de la capacidad de
un material para almacenar energía térmica. Por ejemplo, cp = 4.18 kJ/kg-°C, para el
agua, y cp =0.45 kJ/kg-°C, para el hierro, a la temperatura ambiente, indica que el agua
puede almacenar aproximadamente 10 veces más energía que el hierro por unidad de
masa (Yunus y Afshin, 2011).
Del mismo modo, la conductividad térmica k es una medida de la capacidad de un
material para conducir calor. Por ejemplo, k = 0.607 W/m-°C, para el agua, y k = 80.2
W/m-°C, para el hierro, a la temperatura ambiente, indican que el hierro conduce el calor
más de 100 veces más rápido que el agua. Por lo tanto, se puede afirmar que el agua es
mala conductora del calor en relación con el hierro, aún cuando el agua es un medio
excelente para almacenar energía térmica (Yunus y Afshin, 2011).
Por lo tanto, la conductividad térmica de un material se puede definir entonces
como la razón de transferencia de calor a través de un espesor unitario del material por
unidad de área por unidad de diferencia de temperatura, siendo una medida de la
capacidad del material para conducir calor. Un valor elevado para la conductividad
térmica indica que el material es un buen conductor del calor y un valor bajo indica que
es un mal conductor o que es un aislante.
5.3 Difusividad térmica
El producto 𝜌cp, que se encuentra con frecuencia en el análisis de la transferencia
de calor, se llama capacidad calorífica de un material. Tanto el calor específico cp como
36
la capacidad calórica 𝜌cp representan la capacidad de almacenamiento de calor de un
material. Pero, cp la expresa por unidad de masa, en tanto que 𝜌cp la expresa por unidad
de volumen, como se puede advertir a partir de sus unidades J/kg-°C y J/m3-°C,
respectivamente. Otra propiedad de los materiales que aparece en el análisis de la
conducción del calor en régimen transitorio es la difusividad térmica, la cual representa
cuán rápido se difunde el calor por un material (Yunus y Afshin, 2011).
Nótese que la conductividad térmica k representa cuan bien un material conduce
el calor y la capacidad calórica 𝜌cp representa cuánta energía almacena un material por
unidad de volumen. Por lo tanto, la difusividad térmica de un material se puede concebir
como la razón entre el calor conducido a través del material y el calor almacenado por
unidad de volumen. Es obvio que un material que tiene una alta conductividad térmica o
una baja capacidad calorífica tiene una gran difusividad térmica. Cuanto mayor sea la
difusividad térmica, más rápida es la propagación del calor por el medio. Un valor
pequeño de la difusividad térmica significa que, en su mayor parte, el calor es absorbido
por el material y una pequeña cantidad de ese calor será conducida a través de él (Yunus
y Afshin, 2011).
5.4 Gradientes geotérmicos
Un gradiente geotérmico no es más que la variación de la temperatura en función
de la profundidad. Los valores de gradiente geotérmico son expresados en ºC/km y se
considera que dentro de la corteza varían entre 10 y 50 ºC/km, con un valor promedio de
30 ºC/km (Plate River Associates, Inc., 2003). Dichas variaciones van a depender
principalmente del ambiente tectónico y de las propiedades conductivas de las unidades
litológicas (Plate River Associates, Inc., 2003). En la tabla 5.1 se muestran valores
promedios de gradientes geotérmicos para algunos ambientes tectónicos.
37
Tabla 5.1. Valores promedios de gradientes geotérmicos. Tomado de Plate River
Associates, Inc., 2003
Ambiente tectónico Rango de gradiente
geotérmico (ºC/km)
Interior del continente 20 – 40
Margen continental 25 – 50
Complejo deltáico 15 – 30
Graben post-rift Hasta 80
Centro de expansión Hasta 200
Cuencas retroarco/volcánicas 15 – 25
Cuencas antearco 30 - 25
5.5 Flujo geotérmico
Cuando se habla de flujo geotérmico, se refiere a la energía térmica que es
predominantemente transmitida por conducción desde del interior de la Tierra a través de
las distintas capas de esta (Beardsmore y Sass, 2011). El flujo de calor es una propiedad
fundamental de la Tierra. La Tierra es el motor térmico que impulsa la tectónica de placas.
De este modo, el flujo geotérmico es una medida de la energía térmica que impulsa este
motor térmico. Además, la temperatura en la Tierra, que está estrechamente relacionada
con el flujo de calor, es un parámetro primario que controla las propiedades físicas de los
materiales dentro de la misma. En general, las áreas de alto flujo de calor están
respaldadas por temperaturas más altas, al menos a poca profundidad, que las áreas de
bajo flujo de calor (Beardsmore y Sass, 2011).
El factor principal que controla la distribución del flujo de calor es el tipo de litósfera,
continental u oceánica. La litósfera continental es generalmente relativamente antigua
(>500 Ma.) y el mecanismo dominante de transferencia de calor a través de esta litósfera
es la conducción. Por el contrario, la litosfera oceánica es joven (<200 Ma) y el calor es
transmitido de forma convectiva a medida que la litósfera se va formando en las dorsales
oceánicas (Beardsmore y Sass, 2011).
Antes del desarrollo de la tectónica de placas, se pensaba que el flujo de calor
oceánico promedio podría ser menor que el de los continentes porque el basalto de la
38
corteza oceánica presenta menos isótopos radiactivos en comparación al material
continental. Sin embargo, el flujo de calor es proporcional a la radioactividad de la corteza
superficial en una región determinada y disminuye con el tiempo desde el último evento
tectónico importante. En la siguiente tabla se puede observar el flujo de calor medio de
acuerdo al tipo de ambiente (oceánico o continental) (Stein, 1995).
Tabla 5.2. Flujo de calor promedio. Tomado de (Stein, 1995)
Ambiente Flujo de calor
promedio, mW/m2
Oceánico 101 ± 2.2
Continental 65 ± 1.6
Global 87 ± 2.0
5.6 Energía geotérmica
Geotermia es una palabra de origen griego, deriva de “geos” que quiere decir
Tierra, y de “thermos” que significa calor: el calor de la Tierra. Se emplea indistintamente
para designar tanto a la ciencia que estudia los fenómenos térmicos internos del planeta
como al conjunto de procesos industriales que intentan explotar ese calor para producir
energía eléctrica y/o calor útil al ser humano (Rodrigo y Llopis, 2002).
La energía geotérmica es la energía almacenada en forma de calor por debajo de
la superficie sólida de la Tierra. El calor contenido en rocas y suelos es demasiado difuso
para ser extraído directamente de forma económica, siendo necesario disponer de un
fluido, generalmente agua, para transportar el calor hacia la superficie de forma
concentrada, mediante sondeos, sondas geotérmicas, colectores horizontales, o
mediante intercambiadores de calor tierra-aire enterrados a poca profundidad en el
subsuelo. Una vez en superficie, el fluido geotermal, en función de su contenido en calor,
se destinará a la producción de energía eléctrica, si es posible, y en caso contrario, se
aprovechará su calor directamente recurriendo al empleo de intercambiadores de calor,
o de bombas de calor, en caso necesario (Rodrigo y Llopis, 2002).
El calor contenido en los materiales que componen el núcleo y el manto se
transmite paulatinamente a la corteza generando un flujo ascendente de calor que luego
39
de atravesarla y alcanzar la superficie terrestre se disipa en la atmósfera. Este proceso
se puede corroborar cada vez que se efectúa una perforación, aunque sea de relativa
poca profundidad. Las temperaturas que se registran son siempre mayores en los niveles
más profundos. Es conveniente aclarar, para evitar confusiones, que en los casos en que
la perforación es muy superficial (y también en los primeros tramos de otras más
profundas) el efecto mencionado no es observable por la presencia de aguas infiltradas
circulantes que enmascaran el proceso térmico (Rodrigo y Llopis, 2002). Si esas aguas
se conservaran más tiempo y no recibieran un constante aporte, alcanzarían la
temperatura correcta.
El flujo de calor desde el interior de la Tierra hacia los estratos superiores de la
corteza, como se ha mencionado produce cambios de temperatura a distintas
profundidades, conocidos como gradientes geotérmicos. Éstos pueden variar desde
valores normales (alrededor de 30 ºC/Km) hasta unos 200 ºC/Km, en los bordes de las
placas tectónicas (Santoyo y Barragán, 2009).
Los sistemas geotérmicos existentes en la Tierra se clasifican en forma general,
en base a la temperatura del fluido endógeno que se extrae, o del fluido que se inyecta
para la extracción de calor de la roca. Por tanto la temperatura es el elemento principal
de la mayoría de los sistemas de clasificación. Para las evaluaciones de USGS (U.S.
Geological Survey), los sistemas geotérmicos se han dividido en tres clases de
temperatura: baja temperatura (< 90 °C), temperatura moderada (90 a 150 °C) y alta
temperatura (> 150 °C).
Los sistemas de alta temperatura incluyen recursos dominados tanto por líquidos
como por vapor. Los sistemas de temperatura moderada están dominados casi
exclusivamente por líquidos, y todos los sistemas de baja temperatura están dominados
por líquidos. Las tres clases de temperatura son adecuadas para aplicaciones de uso
directo, pero en general los sistemas de temperatura moderada y alta son viables para la
generación de energía eléctrica. Los sistemas en el extremo superior del rango de baja
temperatura pueden explotarse para la generación de energía eléctrica si se dispone de
temperaturas suficientemente bajas para el fluido de trabajo en una planta de energía
binaria. Se han propuesto otros sistemas de clasificación térmica, y la mayoría se centra
40
en dividir los recursos geotérmicos de baja a alta temperatura (o entalpía) (Tabla 5.3)
(Inga S. Moeck, 2014).
Tabla 5.3. Clasificaciones de recursos geotermales de acuerdo a diferentes autores por
medio de la temperatura (Celsius) (Inga S. Moeck, 2014).
En cada caso, los límites de temperatura/entalpía se establecen considerando las
temperaturas significativas en un contexto de utilización termodinámica o económica.
Este enfoque ha sido refinado en su mayor parte por Sanyal, (2005), quien propuso una
serie de divisiones centradas en los límites térmicos de importancia para el desarrollador
geotérmico. Por ejemplo, el límite a 100 °C está vinculado al punto de ebullición del agua,
mientras que a 190 °C está relacionado con la capacidad de los pozos geotérmicos para
fluir por sí mismo (en lugar de requerir el bombeo de los fluidos del yacimiento), (Colin,
Marshall y Arlene, 2011).
Muffler (°C) Hochstein (°C)Benderitter
and Cormy (°C)
Haenel
et al. (°C)
Low enthalpy < 90 < 125 < 100 < 150
Moderate enthalpy 90 - 150 125 - 225 100 - 200 -
High enthalpy > 150 > 225 > 200 > 150
Sanyal Non-electrical (°C) Very low (°C) Low (°C) Moderate (°C) High (°C) Ultra High (°C)
< 50 - 100 100 - 150 150 - 180 180 - 230 230 - 300 > 300
41
6. Materiales y métodos
6.1. Datos e información utilizada
La base de datos utilizada incluyó información geológica (litológica y
estratigráfica), diagrafías de pozos (registros de resistividad, gamma ray, temperatura y
potencial espontáneo) y geotérmica (temperatura, conductividad térmica), proveniente
del acervo de diversas instituciones y organismos nacionales, tales como la Dirección
Nacional de Agua (DINAGUA), la Dirección Nacional de Minería y Geología (DINAMIGE),
la Administración Nacional de Combustibles, Alcohol y Portland (ANCAP), el Centro
Regional para la Gestión del Agua Subterránea de América Latina y el Caribe (CeReGas)
y el Instituto Uruguayo de Meteorología (INUMET).
Asimismo, se utilizó información bibliográfica respecto a estudios de flujo de calor
y recursos geotérmicos, de los que se obtuvieron valores de propiedades térmicas
promedio, en función de las características litológicas (e.g. Beardsmore y Sass, 2011;
Inga S. Moeck, 2014; Beardsmore y Cull, 2001; Stein, 1995). De igual manera, se contó
con diversos antecedentes de investigaciones brasileras y argentinas de análisis térmicos
realizadas en la Cuenca Paraná, de los cuales se obtuvieron valores de propiedades
térmicas de las unidades geológicas regionales, tales como la conductividad térmica
promedio de las rocas (Hamza y Vieira, 2019; Hamza, 2009; Gomes, 2007; Gomes y
Hamza, 2003).
Para el análisis y procesamiento de los datos se utilizaron las herramientas
computacionales: a) Interactive Petrophysic (IP), para la evaluación de registros de pozos
(térmicos, eléctricos y radiactivos); b) ArcGis para realizar el mapeo de la temperatura de
superficie, de subsuelo, del gradiente geotérmico y el flujo de calor y c) Google Earth para
el posicionamiento de los pozos seleccionados. En la figura 6.1 se presentan los 17 pozos
del área de estudio que se consideraron en la elaboración del presente trabajado.
42
Figura 6.1: Ubicación geográfica de los pozos en el área de estudio (Noroeste de la Cuenca
Norte).
6.2 Conceptos básicos y metodológicos
6.2.1. Estimación de la temperatura en subsuelo
La temperatura de subsuelo puede ser estimada por medio de métodos directos o
indirectos. La medición directa de la temperatura en el subsuelo requiere que un
dispositivo de medición de temperatura se introduzca en el pozo, ya sea temporalmente
(operaciones de guaya fina, DST, etc.) o permanentemente (sensores de cuarzo
instalados como parte de la completación del pozo). Dichos dispositivos miden la
temperatura del fluido de perforación, aunque no la de la roca circundante, por lo que,
para obtener estimaciones significativas y precisas de la temperatura ambiente de la roca,
el fluido de perforación debe estar en equilibrio térmico con su entorno. Si el pozo se ha
perforado recientemente, es posible que el fluido no haya tenido tiempo de alcanzar el
equilibrio térmico (Beardsmore y Cull, 2001).
43
De igual manera, cualquier evento que posteriormente perturbe el fluido de
perforación también causa una perturbación térmica. Es por esto que, para obtener el
valor más exacto de la temperatura, se necesita de un tiempo requerido para el
reequilibrio, el cual va a depender de la magnitud de la perturbación. La interrupción del
equilibrio térmico de la columna de fluido de perforación causada por la circulación de
grandes volúmenes de fluido durante la perforación puede tardar mucho tiempo en
disiparse. Se requieren tiempos de recuperación más largos para tiempos de perforación
mayores. En general, se requiere de 10 a 20 veces el tiempo de perforación antes de que
un pozo se equilibre (Beardsmore y Cull, 2001).
Las operaciones de registros de pozos también pueden perturbar el equilibrio
térmico después de la perforación a causa del movimiento de las herramientas a través
de él; sin embargo, la perturbación es mucho menor. Por este motivo, lo ideal es que el
registro de temperatura se realice durante el descenso de las herramientas (lo cual lo
hace poco convencional respecto a la toma de los otros registros) (Beardsmore y Cull,
2001).
Las temperaturas que se miden a la profundidad total de los pozos mediante las
operaciones mencionadas previamente son denominadas Temperatura de Fondo del
Pozo o BHT (Botton Hole Temperature). La BHT se encuentra entre la temperatura de
circulación de fondo de pozo (BHCT) y la temperatura estática de fondo de pozo (BHST).
Por este motivo, la BHT suele corregirse para hallar un valor próximo al BHST.
La temperatura del fondo de pozo también necesita estabilizarse para poder
obtener el valor exacto de la temperatura de la formación, ya que el fluido dentro del pozo
necesita alcanzar el equilibrio térmico. De esta manera, mientras mayor es el tiempo que
el pozo este cerrado, mayor será la precisión del valor real de esta propiedad física de la
formación; sin embargo, en la práctica no es usual mantenerlos cerrados el tiempo
necesario para su estabilización. Por tal motivo, existen técnicas que permiten extrapolar
el valor de la temperatura en función del tiempo, tales como el método de Horner
(Beardsmore y Cull, 2001). Este método fue diseñado originalmente para corregir los
datos de pruebas de restauración de presión o buildup (Horner, 1951), pero luego fue
adoptado para observar el comportamiento de la temperatura de la formación luego de la
perforación. Los parámetros que definen un punto en un diagrama de Horner son:
44
T = Temperatura del fondo del pozo
Δt = Tiempo transcurrido entre el cese de la circulación del fluido y la medición de la
temperatura T.
tc = Tiempo transcurrido entre el cese de la perforación y el cese de la circulación del
fluido.
La figura 6.2 muestra la temperatura BHT en función del ln[1 + (tc/ Δt)], en la misma
se observan distintos puntos graficados a una misma profundidad, los que generan una
curva que intercepta el eje de las ordenadas en un punto denominado VRT (Virgin Rock
Temperature), conocido como la temperatura de la formación.
Figura 6.2: Ejemplo del gráfico de Horner. Tomado de Beardsmore y Cull (2001).
La precisión del gráfico de Horner depende de la confiabilidad y la precisión de los
datos de T, Δt y tc. Casi siempre, la temperatura es registrada durante diversas corridas
de registros y se halla comúnmente en los informes de completación de pozos o en los
encabezados de los perfiles de pozo. Asimismo, la precisión con la que se obtienen los
datos, a veces, es cuestionable. En algunos casos, no se registra ningún cambio en la
temperatura entre varias ejecuciones de registro separadas por muchas horas, o las
temperaturas se redondean a los 5 °C o 10 °C más cercanos (Beardsmore y Cull, 2001).
45
Es poco probable que esto refleje condiciones reales y debe atribuirse a una falla del
instrumento o error humano. Desafortunadamente, la magnitud de estos errores es
indefinible y los datos deben ser aceptados al pie de la letra o rechazados (Beardsmore
y Cull, 2001).
Adicionalmente, se debe tener en cuenta que si (tc/Δt) < 1/3 para todos los puntos
de datos, la técnica de Horner debería dar resultados aceptables (Roux et al., 1982). Sin
embargo, una investigación rigurosa de las matemáticas que rigen el equilibrio de la
temperatura del fondo del pozo revela que, para valores más altos de (tc/Δt), las
extrapolaciones en línea recta a través de los datos de Horner están sesgadas
inherentemente hacia la subestimación de la VRT (Dowdle y Cobb, 1975). La magnitud
del sesgo aumenta a medida que aumenta (tc/Δt). Roux y Col. (1982) desarrollaron un
procedimiento para compensar el sesgo teórico en el método de Horner en aquellas
ocasiones en que (tc/Δt) > 1/3. Para esto, se requiere un pequeño número de parámetros
adicionales para la corrección, basados en aproximaciones lineales de curvas de
enfriamiento teóricas. Un parámetro de tiempo adimensional, tD, se deriva de la
difusividad térmica de la formación, K (m2s-1), el tiempo de circulación, tc (h) y el radio del
pozo, rw (m):
𝑡𝐷 = 3600𝑘𝑡𝑐
𝑟𝑤2
Ecuación 4
Donde, k (difusividad de la formación) = 10-6 m2s-1 es un valor sugerido en la
mayoría de los casos: rw representa el radio del pozo. Así, un factor de temperatura
adimensional TD, es luego obtenido:
TD = A + (BtD) + (CtD1/2) + (D tD1/3) + (EtD1/4) + (FtD1/5) Ecuación 5
Los coeficientes A-F se pueden encontrar en la Tabla 6.1, los cuales dependerán
del valor del tiempo de Horner como se muestra. Seguidamente, el sesgo en la trama de
Horner se corrige mediante:
𝑇𝑟𝑢𝑒 𝑉𝑅𝑇 = 𝐻𝑜𝑟𝑛𝑒𝑟 𝑉𝑅𝑇 − (2.303𝑚𝑇𝐷) Ecuación 6
Donde m es la pendiente del grafico de Horner.
46
Tabla 6.1. Coeficientes para la determinación de TD. Tomado de Beardsmore y Cull,
(2001)
(𝒕𝒄 + ∆𝒕)/∆𝒕 a b c d e f
1.25 – 2 0.4874 0.0027 -0.2862 1.4077 -0.7836 0.7732
2 – 5 0.2516 -0.0072 0.3650 -0.0001 -3.4989 3.1534
5 - 10 2.3502 0.0024 -0.0609 4.7833 -5.9058 0.0365
Esta corrección es sensible a la calidad de los datos y es dudoso que la mayoría
de los datos reales sean lo suficientemente precisos para garantizar la corrección. El valor
de Δt suele ser en muchos casos desconocido, por este motivo, diversos autores han
realizado varias correlaciones empíricas en función de la profundidad para corregir la
BHT. Un ejemplo de esto, es la correlación de Willett y Chapman (1987), quienes
utilizaron 95 pozos con múltiples mediciones de temperatura en la Cuenca de Uinta (Utah,
EE.UU.), para obtener la siguiente correlación:
VRT = BHT + TC Ecuación 7
TC = Az + Bz2 + Cz3 + Dz4 Ecuación 8
Donde A = 6.93, B = -1.67, C = 0.101 y D = 0.0026. TC es la temperatura en °C y
z es la profundidad en km.
Adicionalmente, la AAPG (American Association of Petroleum Geologists) en 1976
desarrolló un método para corregir los datos de BHT. El método consiste en una relación
empírica desarrollada que compara datos medidos de BHT y datos de temperatura de
equilibrio. AAPG utilizó datos de temperatura de 602 pozos de Louisiana y West Texas
(EE.UU.) (Benevides, 2016). El resultado es la siguiente ecuación:
∆𝑇 = 𝑎𝑧 + 𝑏𝑧2 + 𝑐𝑧3 + 𝑑𝑧4 Ecuación 9
47
Donde ∆T es la corrección de temperatura en grados Celsius, z es la profundidad
en metros y a, b, c y d son coeficientes polinómicos cuyos valores son 1.878×10−3 °C/m,
8.476×10−7 °C/m2, 5.091×10 −11 °C/m3 y 1,681×10−14 °C/m4, respectivamente (Benevides,
2016).
En cuanto a los métodos indirectos, cuando se cuenta con perfiles de resistividad,
es posible correlacionar los mismos con la temperatura de la formación para su
estimación mediante, por ejemplo, la Ecuación 4.
Por su parte, cuando se cuenta con registros de resistividad, temperatura de la
formación (Tf) y potencial espontáneo (SP), la empresa de servicios Schlumberger
desarrolló la Ecuación 10 para estimar la densidad del filtrado del lodo. La cual puede,
matemáticamente emplearse en sentido inverso para determinar la temperatura:
𝜌𝑚𝑓 = 1 + 7 ∗ 𝑆𝑎𝑙𝑖𝑛𝑖𝑑𝑎𝑑 ∗ 10−7 − (𝑇𝑓 − 80)2
∗ 10−6 Ecuación 10
Donde 𝜌𝑚𝑓 es la densidad del filtrado del lodo en g/cm3, Tf, la temperatura de la
formación en °F.
En los casos donde no se contaba con ninguno de los datos mencionados, se
utilizaron las temperaturas de subsuelo estimadas mediante geotermómetros químicos
por Pedro y Morales (2019, 2020) (la mayoría de los pozos contaban con estimaciones
de la temperatura por medio de esta técnica). En la Tabla 6.2 se pueden observar los
modelos matemáticos de los geotermómetros usados por esos autores. En aquellos
casos donde no se contó con ninguna información, se estimó la temperatura de
subsuperficie mediante una correlación definida por Oleaga, (2002), la cual establece una
relación directa entre el espesor de basalto (Formación Arapey) y la temperatura del
acuífero (Ecuación 11).
48
Tabla 6.2. Correlaciones usadas por Pedro y Morales (2019, 2020)
Nombre del modelo Correlación
Cuarzo (Rimstidt, 1997) 𝑇𝑆𝑖𝑂2= [
−1107
𝑙𝑜𝑔[𝑆𝑖𝑂2]+ 0.0254] − 273.15
Cuarzo (Verna y Santoyo, 1997)
𝑇𝑆𝑖𝑂2= −44.19 + (0.24469[𝑆𝑖𝑂2]) + ((−1.7414𝑥10−4)[𝑆𝑖𝑂2]2)
+ 79.305𝑙𝑜𝑔[𝑆𝑖𝑂2])
α – Cristobalita (Fournier, 1977) 𝑇𝑆𝑖𝑂2= [
1309
5.19 − 𝑙𝑜𝑔[𝑆𝑖𝑂2]] − 273.15
Calcedonia (Fournier, 1977) 𝑇𝑆𝑖𝑂2= [
1032
4.69 − 𝑙𝑜𝑔[𝑆𝑖𝑂2]] − 273.15
𝑇 =1
36.5∗ 𝐸𝑠𝑝𝑒𝑠𝑜𝑟 𝑑𝑒 𝑏𝑎𝑠𝑎𝑙𝑡𝑜 + 20.2 Ecuación 11
Donde Espesor de basalto representa el espesor por encima del SAG en metros
y T, la temperatura del agua en °C.
6.2.2. Estimación de la temperatura de superficie
Cuando se habla de la temperatura de superficie, se refiere a la temperatura en la
capa superior del suelo o roca, no a la temperatura del aire. La temperatura del suelo o
roca generalmente supera la temperatura promedio del aire en unos pocos grados,
debido al albedo superficial (Beardsmore y Cull, 2001). En cuanto a la temperatura en
superficie, estas fueron determinadas tomando en cuenta la Ecuación 12:
𝑇𝑜 = 3 +(𝑇𝑝𝑟𝑜𝑚.−𝑎𝑖𝑟𝑒)
2 Ecuación 12
Donde To es la temperatura de superficie en °C y Tprom.-aire es el promedio entre la
temperatura máxima y mínima de cada día en °C.
En este trabajo se calculó la Tprom.-aire usando los registros de temperatura del aire
de los últimos 30 años en las estaciones meteorológicas de Salto, San José,
Tacuarembó, Treinta y Tres, Trinidad, Young, Punta del Este, Paso de los Toros,
49
Paysandú, Prado, Rivera, Rocha, Aeropuerto Carrasco, Aeropuerto Melilla, Artigas, Bella
Unión, Colonia, Durazno, Florida, Laguna del Sauce, Melo y Mercedes, proporcionados
por el Instituto Uruguayo de Meteorología (INUMET).
6.2.3. Estimación del gradiente geotérmico
Una vez estimadas las temperaturas de superficie y de subsuelo, es posible
calcular el gradiente geotérmico, por medio de la Ecuación 13.
Γ =𝑇𝑠𝑠 − 𝑇𝑜
𝑍𝑤 Ecuación 13
Donde Γ es el gradiente geotérmico en °C/km, Tss es la temperatura de subsuperfie
obtenida ya sea por mediciones directas, mediciones BHT corregidas, correlaciones o por
otro método en °C, To es la temperatura media anual de la superficie en °C y Zw es la
profundidad a la cual se determinó la temperatura de subsuelo en metros.
6.2.4. Estimación de la conductividad térmica
Las conductividades térmicas de las unidades geológicas que constituyen el
relleno de la Cuenca Norte en el área de estudio se estimaron, cuando fue posible,
mediante correlaciones con las medidas para las formaciones equivalentes de la Cuenca
Paraná. En los casos restantes fueron estimadas a partir de sus características
litológicas, analizadas durante la etapa de perforación y presentadas en los masterlogs.
Luego, de acuerdo al tipo de roca presente en la formación se estimaron las
conductividades térmicas promedio, a través de tablas teóricas (Beardsmore y Cull,
2001).
En las Tablas 6.3 y 6.4 se presentan algunos valores teóricos de acuerdo al tipo
de litología encontrado en formaciones geológicas de Brasil en la Cuenca de Paraná
(Gomes y Hamza, 2003) y en forma general de acuerdo al tipo de roca (Beardsmore y
Cull, 2001), respectivamente.
50
Tabla 6.3. Conductividades térmicas de las formaciones de la Cuenca de Paraná.
Tomado de (Gomes y Hamza, 2003).
Una vez determinadas las conductividades térmicas para cada formación, se
calculó un valor medio ponderado de esa propiedad en cada pozo, mediante la Ecuación
14.
𝐾𝑝𝑟𝑜𝑚. = ∑𝑘𝑖∆𝑧𝑖
∆𝑧𝑖
𝑛
𝑖=1
Ecuación 14
Donde Kprom. representa la conductividad térmica promedio en W/(m-°C), ki la
conductividad térmica en cada formación en W/(m-°C) y ∆𝑧𝑖 el espesor en consideración
en metros.
Mínima Máxima Media
Quaternário/Terciário 6 - - 2.3
Bauru (BAU) 64 - - 3.7
Serra Geral (SGL) 520 1.5 2.2 1.8
Botucatu (BOT) 279 2 4.2 3.8
Piramboia 10 - - 2.7
Sills 67 - - 2.3
Corumbatai 124 - - 2.2
Rio do Rasto 87 1.8 2.5 2.3
Morro Pelado 15 1.6 3 2.3
Serrinha 19 1.4 2.8 2.2
Terezina 39 1.6 2.8 2.2
Estrada Nova 27 - - 1.9
Serra Alta 35 1.3 2.3 2
Iratí 53 1.6 4.5 2.3
Palermo 70 1.5 4.3 2.7
Tatuí 9 1.8 0.4 1.8
Rio Bonito 54 1.5 4.4 2.8
Itararé (IT) 171 2 4.4 3.1
Aquidauana 4 3.8 5.4 4
Ponta Grossa 32 1.5 3.8 2.7
Furnas 32 4 6 5.3
Vila Maria 3 4.5 6 4.5
Embasamento 88 3 4.7 3.8
Rocha encaixante 45 2.8 3.6 3.2
Total/Medias 1853 2.2 3.7 2.8
FormaciónNúmero de
medidas
Conductividad térmica (W/m.K)
51
Tabla 6.4. Conductividades térmicas de las rocas sugeridas por distintos autores. Tomado de Beardsmore y Cull (2001)
Fuentes
Litología 1a 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
Arenisca 7.1 4.2 ± 1.4 3.1 ± 1.3 3.7 ±1.2 2.8 3.7 ± 1.2 4.7 ± 2.8
Arcilla 2.9 2.0 1.8
Lutolita 2.9 2.0 ± 0.4 1.9 ± 0.4
Esquisto 2.9 1.5 ± 0.5 1.4 ± 0.4 2.1 ± 0.4 1.4 2.1 ± 0.4 1.8 ± 1.2
Limolita 2.9 2.7 ± 0.9 3.2 ± 1.3 2.7 ± 0.2 2.7 ± 0.9 2.7 ± 0.2
Caliza 3.1 2.9 ± 0.9 2.4 ± 0.9 2.21 2.8 ± 0.4 3.4 ± 3.0 2.8 ± 0.3 2.5 ± 0.6
Marga 3.2 2.1 ± 0.7 3.0 ± 1.1 2.7 ± 0.5 2.4 ± 0.5
Dolomita 5.0 ± 0.6 3.1 ± 1.4 4.7 ± 0.8 4.8 ± 1.5 4.7 ± 1.1 3.7 ± 1.8
Esquisto 4.2 ± 1.5 1.4 ± 0.5 1.4 ± 0.5
Cuarcita 6 5.0 ± 2.4 5.9 ± 0.8 3.5 ± 0.4 5.6 ± 1.9
Granito 3.4 ± 1.2 3.5 ± 0.4 2.8 ± 0.6
Basalto 1.8 1.7 1.7 ± 0.6 2.0 ± 0.2 1.5
Toba 1.7 ± 0.3
Conglomerado 2.4 ± 0.8 3.2 ± 1.8 2.1 ± 1.0
Carbón 0.3 ± 0.1 0.2 ± 0.2 0.2 ± 0.04 0.2 ± 0.1 0.3 ± 0.1
Arena suelta 2.44 ± 0.8
Sedimento en
general 2.3 ± 2.0
*Matriz: valores de conductividad, que solo representan la conductividad aparente cuando ø=0
Fuentes: 1= Beardsmore (1996), 2= Majorowiez y Jessop (1981), 3= Beach, Jones y Majorowiez (1987), 4= Raznjevic (1976), 5=
Reiter y Jessop (1985), 6= Taylor, Judge y Allen (1986), 7= Roy et al. (1981), 8= Reiter y Tovar (1982), 9= Touloukian et al.
(1970b), 10= Drury (1986), 11= Barker (1996).
52
6.2.5. Estimación del flujo de calor terrestre
La transferencia de calor puede ser considerada estacionaria, cuando se mantiene
relativamente constante por mucho tiempo como consecuencia de un suministro continuo
y homogéneo de calor; como también, transitoria cuando la temperatura de un mismo
punto del cuerpo estudiado varía en un intervalo de tiempo determinado debido a que el
flujo de calor no es constante.
Aplicando la definición de flujo de calor terrestre como el producto de la
conductividad térmica de la roca y el gradiente geotérmico, se determinó esta propiedad,
tal como se muestra en la Ecuación 15 (Hamza, 2009):
𝑞 = 𝜆 ∗ 𝛤 Ecuación 15
Esta propiedad se determinó asumiendo condiciones estacionarias (Ecuación 15),
sin tomar en cuenta las condiciones transitorias. No obstante, se analizó una correlación
para el estudio de la transferencia de calor teniendo en cuenta el análisis de sistemas
concentrado, asumiendo que la temperatura en una formación de poco espesor, puede
considerarse constante (Yunus y Afshin, 2011). En el caso de la Cuenca Norte, este
método puede presentar dificultades, ya que la Formación de Arapey, particularmente,
presenta grandes espesores en comparación a las demás formaciones; sin embargo, aun
así, el método puede ser aplicado, aunque implicará que mientras mayores sean los
espesores, mayor será el porcentaje de error. El análisis de flujo transitorio se muestra a
continuación:
Transferencia de calor hacia la formación durante dt = el incremento en la energía
de la formación durante dT, por lo tanto,
𝑘𝐴𝑠(𝑇∞ − 𝑇)𝑑𝑡
𝐿= (𝑚𝑐𝑝𝑑𝑇)𝑟𝑜𝑐𝑎 + (𝑚𝑐𝑝𝑑𝑇)𝐴𝑔𝑢𝑎 Ecuación 16
53
Teniendo en cuenta que la temperatura tanto de la formación como del agua
contenida en esta, en estado de equilibrio, es constante, el diferencial dT en este caso
será el mismo,
𝑘𝐴𝑠(𝑇∞ − 𝑇)
𝐿𝑑𝑡 = [(𝑚𝑐𝑝)
𝑟𝑜𝑐𝑎+ (𝑚𝑐𝑝)
𝐴𝑔𝑢𝑎] 𝑑𝑇 Ecuación 17
A su vez, se conoce que 𝑚 = 𝜌𝑉, 𝑑𝑇 = 𝑑(𝑇 − 𝑇∞) y que 𝑇∞ es constante.
Quedando la correlación del siguiente modo:
−𝑘𝐴𝑠
[(𝜌𝑉𝑐𝑝)𝑟𝑜𝑐𝑎 + (𝜌𝑉𝑐𝑝)𝑎𝑔𝑢𝑎]𝐿𝑑𝑡 =
𝑑(𝑇 − 𝑇∞)
𝑇 − 𝑇∞ Ecuación 18
Integrando ambos lados desde t = 0, donde T = Ti hasta cualquier instante t, en el
cual se tendrá T = T(t), se obtiene,
−𝑘𝐴𝑠 𝑡
[(𝜌𝑉𝑐𝑝)𝑟𝑜𝑐𝑎+(𝜌𝑉𝑐𝑝)𝑎𝑔𝑢𝑎]𝐿= ln (
𝑇𝑡−𝑇∞
𝑇𝑖−𝑇∞) Ecuación 19
Teniendo en cuenta que el producto de la densidad y el calor específico tanto de
la formación como del agua es igual a la capacidad calorífica de una roca saturada, el
denominador del término izquierdo puede simplificarse, quedando la correlación como,
−𝑘𝐴𝑠 𝑡
𝑀𝑉𝐿= ln (
𝑇𝑡 − 𝑇∞
𝑇𝑖 − 𝑇∞) Ecuación 20
Siendo M, la capacidad calorífica de la roca saturada:
𝑀 = (1 − ∅)𝜌𝑟𝐶𝑟 + ∅(𝑆𝑖𝜌𝑖𝑐𝑖) Ecuación 21
Mientras que V puede ser entendido como el volumen total en estudio,
𝑉 = ∑ 𝐴𝑖ℎ𝑖
𝑛
𝑖=1
Ecuación 22
Es importante destacar que la Ecuación 15 aplica solo para el caso de una sola
formación; sin embargo, en caso de ser varias formaciones, puede utilizarse como un
promedio �̅� =∑ 𝑀𝑖
𝑛𝑖=1
𝑛, de todos los estratos que se están tomando en consideración. De
esta manera, siendo 𝐴𝑠 = ∑ 𝐴𝑖𝑛𝑖=1 , la ecuación final quedó como,
54
−𝑘 ∑ 𝐴𝑖
𝑛𝑖=1 𝑡
(∑ 𝑀𝑖𝑛𝑖=1 ∗ ∑ 𝐴𝑖ℎ𝑖
𝑛𝑖=1 )𝐿
= ln (𝑇𝑡 − 𝑇∞
𝑇𝑖 − 𝑇∞) Ecuación 23
La conductividad térmica k representa el valor de la formación de mayor
temperatura. La Ecuación 23 se desarrolló para poder ser empleada bajo el esquema
mostrado en la figura 6.3, donde se debe considerar que las temperaturas pueden
cambiar en el tiempo, pero no debe variar mucho con la posición, es decir, que la
temperatura de la formación permanece uniforme en el tiempo y se puede considerar la
variación de temperatura sin referir a una ubicación especifica. Adicionalmente, se debe
tomar en cuenta que 𝑇𝑖(𝐹𝑜𝑟𝑚𝑎𝑐𝑖ó𝑛) > 𝑇∞(𝑆𝑢𝑝𝑒𝑟𝑓𝑖𝑐𝑖𝑒) y h es el coeficiente de
transferencia de calor por convección, en la figura 6.3 se puede ilustrar el comportamiento
del perfil de temperatura transitoria bajo las suposiciones inferidas previamente.
Figura 6.3: Perfil de temperatura transitoria en una superficie solida expuesta a convección.
Tomado de Yunus y Afshin (2011).
Asimismo, se debe añadir que la deducción previa fue realizada tomando en
cuenta la ecuación de difusividad de calor (Ecuación 24) que es estrictamente en 3D; sin
embargo, por la simetría del pozo y sus alrededores, esta puede ser simplificada a una
dimensión 2D. Adicionalmente, si solo se consideran secciones cortas dentro de una
columna de gran espesor, esta puede ser aún más simplificada, volviéndose un problema
de difusividad en 1D, como fue el caso de la Ecuación 23.
55
∇2𝑇 =𝜕2𝑇
𝜕𝑥2+
𝜕2𝑇
𝜕𝑦2+
𝜕2𝑇
𝜕𝑧2=
1
𝛼
𝜕𝑇
𝜕𝑡 Ecuación 24
Se debe aclarar que la estimación del flujo de calor fue realizada asumiendo
condiciones estacionarias (Ecuación 15) debido a los grandes espesores que presentan
las formaciones en la Cuenca Norte, particularmente la Formación Arapey, lo cual
representa una limitante para los métodos de análisis transitorios tal como fue
mencionado.
6.2.6. Estimación de la pérdida de calor
La determinación de la pérdida de calor del agua desde las formaciones donde se
encuentran hasta la superficie fue realizada tomando en cuenta como modelo, la
geometría cilíndrica del pozo y aplicando parte del Método de Willhite, (1967). Dicho
método se fundamenta en el uso de un coeficiente de transferencia de calor total para un
sistema formado por el espacio anular, las tuberías de inyección/producción y
revestimiento, el cemento y el aislante en caso que exista (Alvarado y Bánzer, 2002).
Para este análisis se asumió:
1. Flujo de agua a través de la tubería de producción a temperatura, presión y
tasa constante.
2. El espacio anular se consideró lleno de aire a baja presión e inmóvil.
3. La transferencia de calor en el pozo se realiza bajo condiciones de flujo
continuo.
4. Dentro de la tubería de producción, los cambios en energía cinética, así como
cualquier variación en la presión del agua debido a efectos hidrostáticos y a
pérdidas por fricción son despreciables.
5. Se desprecia la variación de la conductividad y difusividad térmica de las
unidades geológicas con la profundidad.
6. Se considera despreciable la variación del calor específico con la profundidad
y por lo tanto, con la presión.
56
Los principales segmentos o componentes del sistema que se consideraron fueron
la tubería de producción (tubing), tubería de revestimiento (casing), aislante (en caso de
existir), zona de cementación y la formación (Fig. 5.4). Se asumió a su vez que todas las
propiedades dentro de cada segmento permanecen constantes dentro de ellos.
Figura 6.4: Distribución empleada de la temperatura en un pozo para el cálculo de las
pérdidas de calor. Tomado de Alvarado y Bánzer (2002).
El procedimiento para determinar la pérdida de calor consistió en los siguientes
pasos:
1. Determinación del tiempo fondo arriba, usando la Ecuación 25 y considerando
la profundidad total de pozo y el caudal aproximado probado en ese pozo:
𝑡 =𝑃𝑟𝑜𝑓.
𝑄𝐴 Ecuación 25
Donde t representa el fondo arriba en horas, Prof. es la profundidad total en m y
se puede observar en la Figura 5.6 como ∆𝑧 si se considera al punto z como el cabezal
del pozo, Q es el caudal en m3/h y A es la sección de área transversal del tubing en m2.
2. Cálculo de la temperatura adimensional TD a partir del tiempo adimensional
tD bajo las siguientes condiciones:
2.1 Si 𝑡𝐷 ≤ 1.5 ∶
Tz
Tz+Δz
Z
Z+Δz
Δz
W
Q
Q
Q
57
𝑡𝐷 ≤ 1.5 ∶ 𝑇𝐷 = 1.1281√𝑡𝐷(1 − 0.3√𝑡𝐷) Ecuación 26
2.2 Si 𝑡𝐷 > 1.5 ∶
𝑡𝐷 > 1.5 ∶ 𝑇𝐷 = (0.4063 + 0.5 ln(𝑡𝐷)) (1 +0.6
𝑡𝐷) Ecuación 27
Siendo tD:
𝑡𝐷 =𝑘𝑒𝑡
𝜌𝑒𝐶𝑒𝑟𝑤2 Ecuación 28
Donde ke representa la conductividad térmica promedio de la formación en W/(m-
°C), t es el tiempo fondo arriba estimado en el paso anterior, el producto 𝜌𝑒𝐶𝑒 viene
representado por la capacidad calorífica de la formación en W/(m3-°C) y rw es el radio del
pozo en m.
3. Cálculo de la temperatura promedio del subsuelo o la Tierra (Inicialmente Tci,
será igual a Te) (Moradi, Ayoub, Bataee y Mohammadian, 2019):
𝑇𝑒 = 𝑇𝑠𝑢𝑝 + 𝐺𝑔 (𝑃𝑟𝑜𝑓
2) Ecuación 29
Donde Te representa la temperatura de la Tierra en °C y se asumió igual a la
temperatura del casing en su radio interno Tci (°C). Tsup es la temperatura de la superficie
en °C y Gg es el gradiente geotérmico en °C/m.
4. Cálculo de la temperatura promedio y conductividad térmica del aire en el
anular:
𝑇𝑝𝑟𝑜𝑚 =𝑇𝑐𝑖 + 𝑇𝑡𝑜
2 Ecuación 30
Donde Tprom representa la temperatura promedio en el anular en °C, Tci fue descrita
anteriormente y está expresada en °C, mientras que Tto es la temperatura externa de la
tubería de producción en °C y se considerara igual a la temperatura del fluido dentro del
tubing debido a la elevada conductividad térmica que poseen estas tuberías al ser
58
comúnmente de acero. En cuanto a la conductividad térmica del aire, esta fue estimada
mediante la siguiente expresión (Alvarado y Bánzer, 2002):
𝐾𝑐 = 0.01328 + 2.471𝑥10−5𝑇𝑝𝑟𝑜𝑚 − 4.247𝑥10−9𝑇𝑝𝑟𝑜𝑚2 Ecuación 31
5. Cálculo del coeficiente de transferencia de calor total (Uto) tomando en cuenta
el radio externo del tubing.
𝑈𝑡𝑜 = ℎ𝑐 + ℎ𝑟 Ecuación 32
Donde Uto esta expresado en W/(m2-°C), hc representa el coeficiente de
transferencia de calor por convección (en este caso se asumió conducción pura al
considerar inmóvil el aire dentro del anular) en W/(m2-°C) y hr es el coeficiente de
transferencia de calor por radiación dentro del anular en W/(m2-°C). Ambas expresiones
(hc y hr) vienen dadas por,
ℎ𝑟 = 𝜎 ∗ 𝜀 ∗ (𝑇𝑐𝑖2 + 𝑇𝑓
2)(𝑇𝑐𝑖 + 𝑇𝑓) Ecuación 33
Donde 𝜎 se conoce como la constante de Stefan-Boltzmann, cuyo valor es
5.67x10-8 W/m2-K4. 𝜀 representa la emisividad de las superficies dentro del anular, el cual
se asumió igual a un cuerpo negro o superficie oscura (𝜀 = 1).
ℎ𝑐 =𝑘𝑐
𝑟𝑡𝑜𝑙𝑛 (𝑟𝑐𝑖
𝑟𝑡𝑜)
Ecuación 34
Donde rto y rci representan el radio externo de la tubería de producción y el radio
interno de la tubería de revestimiento en m, respectivamente.
6. Cálculo de la temperatura del cemento:
𝑇𝑐𝑒𝑚 =𝑟𝑡𝑜𝑈𝑡𝑜𝑇𝐷𝑇𝑓 + 𝑘𝑒𝑇𝑒
𝑟𝑡𝑜𝑈𝑡𝑜𝑇𝐷 + 𝑘𝑒 Ecuación 35
Donde Tcem representa la temperatura del cemento en °C, las otras variables
fueron descritas previamente.
59
7. Cálculo de la transferencia de calor (Q):
𝑄 =2𝜋𝐾𝑒(𝑇𝑐𝑒𝑚 − 𝑇𝑒)
𝑇𝐷∗ ∆𝑧 Ecuación 36
Donde Q viene a ser la pérdida de calor total en W/h.
8. Comparación entre la temperatura interna del casing y la temperatura externa
del mismo hasta alcanzar una tolerancia de aproximación ≅ 0.01 °C.
𝑇𝑐𝑜 = 𝑇𝑐𝑒𝑚 +𝑟𝑡𝑜𝑈𝑡𝑜ln (
𝑟𝑤
𝑟𝑐𝑖) (𝑇𝑓 − 𝑇𝑐𝑒𝑚)
𝐾𝑒 Ecuación 37
Una vez obtenido el valor de la transferencia de calor total (Q), este fue comparado
con la cantidad de calor que debe transferir el fluido bajo las condiciones aproximadas de
flujo que se tienen en los pozos completados en la Cuenca Norte para que puedan
disminuir su temperatura en al menos 1 °C hasta llegar a superficie (es importante señalar
que esta cantidad de calor es independiente de la presión del sistema). Esta aproximación
permitió observar cuan cerca o lejos están los fluidos de disminuir su temperatura en al
menos 1°C. Para obtener este valor de referencia, se aplicó la Primera Ley de la
Termodinámica asumiendo el sistema como un volumen de control a presión constante,
�̇� =𝑊 ∗ 𝑐𝑝 ∗ ∆𝑇
∆𝑡 Ecuación 38
Donde �̇� es la transferencia de calor necesaria para que el agua disminuya su
temperatura en al menos un grado, expresada en W/h; W es el flujo másico en kg/s y el
calor específico cp se asumió aproximadamente igual a 4.18 kJ/kg-°C (considerado
constante) y ∆𝑇 se consideró como 1°C. Es pertinente mencionar que en aquellos casos
donde no se contó con propiedades mecánicas del pozo, difusividad térmica y los
caudales, se sensibilizó en función de esas variables para obtener un intervalo de
aproximación de las pérdidas de calor (Q).
60
7. Resultados
La presentación de los resultados está organizada para cada uno de los objetivos
específicos planteados en esta tesis.
7.1 Estimar el gradiente geotérmico y el flujo de calor como una
solución analítica de la distribución de temperatura y transferencia de
calor en régimen estacionario
7.1.1 Organizar una base de datos que concentre la mayor
cantidad de información del área de estudio
Para alcanzar este objetivo específico y tal como se mencionó en capítulos
anteriores, se realizó la revisión de múltiples informes de diversas procedencias, en los
que se identificaron datos e informaciones de relevancia para el proyecto en general.
Cabe destacar que esta etapa comprendió la compilación y normalización de todos los
datos e informaciones que posteriormente fueron empleados en alcanzar los restantes
objetivos específicos.
Primeramente, se identificaron los pozos que podían contar con información
valiosa para la investigación y que fueron completados dentro de la zona de estudio
(Tabla 7.1):
61
Tabla 7.1. Pozos completados en la zona de estudio (Figura 6.1)
Pozo Coordenadas Prof.
Total (m) Latitud Longitud
Altos del Arapey -30.942 -57.518 956
Arapey -30.949 -57.518 1494
Arapey 2 -30.947 -57.523 900
Belén -30.831 -57.698 2336
Club Remeros -31.380 -57.976 1322
Colonia Viñar -30.467 -57.616 681
Daymán -31.458 -57.909 2204
Gaspar -30.629 -57.664 2297
H. Quiroga -31.277 -57.917 1295
Itacumbú -30.541 -57.478 2099
Kanarek -31.458 -57.905 1280
Ose Salto -31.377 -57.962 1368
Pelado -30.556 -56.730 1996
Posada Siglo XXI -31.439 -57.909 1209
Quebracho -31.842 -57.887 1107
San Nicanor -31.545 -57.802 1104
Yacaré -30.295 -56.970 2387
Adicionalmente, se obtuvo información referente a la sección estratigráfica
perforada por cada pozo (Tablas 7.2 – 7.4). Estos datos fueron compilados de diversas
fuentes, entre las que se destacan las bases de datos de ANCAP, OSE, DINAMA y los
trabajos de De Santa Ana (2004), De Santa Ana et al., (2006), Veroslavsky y Manganelli,
(2018) y Pedro y Morales, (2020). La información referente a la litología es considerada
muy importante para la estimación de las conductividades térmicas promedios y,
asimismo, el comportamiento del gradiente geotérmico, debido a que mientras mayor es
la conductividad térmica, menor es el gradiente geotérmico y viceversa y del flujo de calor.
62
Tabla 7.2. Topes de las formaciones de la Cuenca Norte de Uruguay (N/P: No está presente)
Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m
36,6
Fm. Salto N/P N/P N/P N/P N/P N/P 0 12 N/P N/P N/P N/P
Fm. Fray Bentos N/P N/P N/P N/P N/P N/P 12 21 N/P N/P N/P N/P
Fm. Guichón 0 102 N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Arapey 102 677 0 530 0 539 21 968 0 960 0 940
Fm. Rivera 677 732 N/P N/P N/P N/P
Fm. Tacuarembó 732 892 968 1295 940 1280
Fm. Itacumbú N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Gaspar N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/PPérmico
SuperiorFm. Buena Vista 892 967 830 900 780 956 N/P N/P 1110 1209 N/P N/P
Fm. Yaguarí N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Paso Aguiar N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Mangrullo N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Fraile Muerto N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Tres Islas N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cerro PeladoN/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. San Gregorio N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. La Paloma N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cordobés N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cerrezuelo N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
1105 1109 N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
956 1295 1209 1280
Precámbrico Basamento
Prof. total perforada, m 1109 900
Infra SA
G
Pa
leo
zo
ico
Pérmico
Inferior
Carbonífero 1105
Devónico
530 830 539 780 960 1110
Kanarek
Z_KB
Cenozoico
Supr
a SA
G
MesozoicoSA
G
Quebracho Arapey 2 Altos del Arapey H.Quiroga Posada Siglo XXIPozos
63
Tabla 7.3. Topes de las formaciones de la Cuenca Norte de Uruguay (N/P: No está presente) (Continuación)
Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m
93,4
Pozos
Z_KB
Intrusivos (Yacaré)Dayman Ose Salto Arapey Club Remeros Colonia Viñar Yacaré
Fm. Salto N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 0 8 N/P N/P N/P N/P
Fm. Fray Bentos N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 8 20 N/P N/P N/P N/P
Fm. Guichón N/P N/P N/P N/P N/P N/P 0 16 N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Arapey 0 955 0 1070 0 543 16 1045 20 556 0 420 N/P N/P
Cenozoico
Supra SA
G
Fm. Rivera N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Tacuarembó 556 681 420 725 N/P N/PSAG
Mesozoico
1045 1322955 1487 1070 1368 543 820
Fm. Itacumbú 1487 1663 N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 725 895 N/P N/P
Fm. Gaspar N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/PPérmico
SuperiorFm. Buena Vista 1663 1932 N/P N/P 820 1465 N/P N/P N/P N/P 895 1440 N/P N/P
Fm. Yaguarí N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 1440 1443 1443 1572
Fm. Paso Aguiar N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 1572 1595 1595 1600
Fm. Mangrullo N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 1600 1688 1688 1757
Fm. Fraile Muerto 1932 2004 N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 1757 1780 1780 1848
Fm. Tres Islas N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 1848 2178 N/P N/P
Fm. Cerro Pelado 2004 2178 N/P N/P 1465 1494 N/P N/P N/P N/P 2178 2248
Fm. San Gregorio N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 2276 2330
Fm. La Paloma N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cordobés N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cerrezuelo N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
2178 2204 N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 2330 2387 N/P N/P
- -Prof. total perforada, m
Carbonífero
Devónico
Precámbrico Basamento
Mesozoico
Infra SA
G
Pa
leo
zo
ico
Pérmico
Inferior
681 2387
2248 2276
2204 1368 1494 1322
64
Tabla 7.4. Topes de las formaciones de la Cuenca Norte de Uruguay (N/P: No está presente) (Continuación)
Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m Tope, m Base, m
202,4 34,2 83,7 102,2
Pozos
Z_KB
Pelado GasparIntrusivos (Pelado) BelénIntrusivos (Gaspar) Itacumbú Intrusivos (Pelado) San NicanorIntrusivos (Pelado)
Fm. Salto N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P 0 18 N/P N/P N/P N/P N/P N/P 0 43
Fm. Fray Bentos N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Guichón N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Arapey 0 234 N/P N/P 0 523 N/P N/P 18 477 N/P N/P 0 421 N/P N/P 43 838
Cenozoico
Supr
a SA
G
Fm. Rivera 234 270 523 558 N/P N/P 477 529 N/P N/P 421 455 N/P N/P N/P N/P
558 765 765 775
775 940 940 978
Mesozoico
782N/P N/P
SAG
Fm. Tacuarembó 270 684 N/P N/P 838 1104529 888 N/P N/P 455
782 915 915 918 N/P N/P
918 972 N/P N/P
975 993 N/P N/P
Fm. Gaspar N/P N/P N/P N/P 1142 1290 N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
1290 1373 1373 1388 1015 1255 1255 1260
1388 1490 1490 1492 1260 1355 1355 1360
1492 1495 1495 1498 1360 1371 1371 1553
1498 1509
1512 1880
1670 1705 1330 1332 1332 1344 N/P N/P
1344 1410 N/P N/P
1412 1440 N/P N/P
1458 1461 1440 1458 N/P N/P
1623 1635 1461 1623 N/P N/P
1653 1677 1635 1653 N/P N/P
1686 1692 1677 1686 N/P N/P
1692 1698 N/P N/P
1701 1710 N/P N/P
1177 1688 1934 2018 1790 1934 1710 1713 N/P N/P
1708 1804 2132 2278 2018 2132 1863 1954 N/P N/P
Fm. Tres Islas 1804 1834 N/P N/P N/P N/P N/P N/P 1954 1960 N/P N/P N/P N/P
1960 1966 1966 1971 N/P N/P
1971 1983 1983 1989 N/P N/P
1989 2001 N/P N/P
2013 2040 N/P N/P
Fm. La Paloma N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cordobés N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
Fm. Cerrezuelo N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P N/P
1964 1996 N/P N/P 2246 2297 N/P N/P 2330 2336 N/P N/P 2040 2097 N/P N/P N/P N/P
- - - - - - - -2297Prof. total perforada, m
Mesozoico
Infra SA
G
Pa
leo
zo
ico Pérmico
Inferior
Devónico
1996
Pérmico
SuperiorFm. Buena Vista 770 1177 N/P N/P
Precámbrico Basamento
Fm. Fraile Muerto 1688 17082053 2080
1509 1512
1945 2053
1698 1701N/P N/P
N/P N/P
1553 1666 1670
993 1330 N/P
Fm. Itacumbú 684 770 N/P N/P 1015 N/P N/P972 975
1666
978 1142 N/P N/P 888
1410 1412
Fm. Paso Aguiar N/P N/P
N/P N/P N/P
Fm. Yaguarí N/P N/P 1194 1197 1705 1710
18801200 1476
1486 1488
1734 17751945
1775 1790
1710 1734
Carbonífero
1834 1964 N/P N/P
N/P
Fm. Mangrullo N/P N/P 1592 1686
N/P N/P N/P
2080 2246
N/P
1713 1863
Fm. Cerro Pelado
Fm. San Gregorio
N/P
2001 2013
2336 2097 1104
N/P
N/P N/P
2278 2330 N/P
65
Asimismo, se recopiló información respecto a mediciones directas de temperatura
en pozo, tales como perfiles de T, BHT y temperatura del agua medida en boca de pozo.
También, se obtuvieron informaciones sobre perfiles de pozos (tales como resistividad)
para poder utilizar la correlación de Schlumberger, datos sobre espesores de basalto que
pudieran emplearse en la correlación de Oleaga (2002) y adicionalmente, valores de
temperatura en el reservorio geotermal obtenidos a través de geotermómetros químicos
por Pedro y Morales, (2020).
Es importante tener presente que los geotermómetros químicos hacen
estimaciones al relacionar la composición química del fluido con la temperatura de la
formación. Estas se fundamentan en el equilibrio que existen en la interacción agua –
roca en función de la temperatura, donde las reacciones son suficientemente rápidas
como para preservar las condiciones de equilibrio dentro del yacimiento y así se puedan
ver reflejadas en la superficie mediante los fluidos de descarga (Beardsmore, 2001).
Pedro y Morales, (2020) aplicaron un conjunto de geotermómetros de sílice (cuarzo,
cristobalita, calcedonia y silica amorfa) y catiónicos en los pozos donde se disponía de la
información necesaria. Debido al alto caudal de bombeo de los pozos se consideraron
representativos valores obtenidos que eran comparables a las temperaturas del agua
medidas en boca de pozo. En la Tabla 7.5 se observan los resultados de los
geotermómetros que presentaron resultados aproximados a las temperaturas medidas
directamente, garantizando que las suposiciones de dichas correlaciones cumplían con
las condiciones físicas de la interacción roca – fluido.
En la Tabla 7.6 se presentan los distintos perfiles (Gamma Ray, Potencial
Espontaneo (SP), Temperatura y Resistividad) disponibles para cada uno de pozos que
contaron con datos de este tipo. Datos sobre los cabezales de algunos perfiles, también
fueron recopilados para observar cómo variaba la temperatura dentro del pozo en función
del tiempo de circulación de los fluidos de perforación (esta información será analizada
posteriormente).
66
Tabla 7.5. Temperaturas estimadas a través de geotermómetros por Pedro y Morales
(2020)
Arapey 38,4 - - 40,72 -
Club Remeros 45 - - 39,3 -
Colonia Viñar 35,1 - - 29,88 -
Daymán 45,5 44,51 - - -
H. Quiroga 41,3 45,02 - - -
Kanarek 45,5 - - 35,19 -
OSE Salto 48,3 47,77 - - -
Quebracho 39,2 - - - 35,46
San Nicanor 43,6 43,99 - - -
Arapey 38 - - 31,75 -
Club Remeros 45 - 46,79 - -
Daymán 46 46,38 - - -
H. Quiroga 44 41,37 - - -
Kanarek 45,5 49,11 - - -
Posada del
Siglo XXI46,5 44 - - -
Quebracho 40 - - 38,99 -
San Nicanor 43,5 45,32 - - -
Arapey 2 34,7 - - 34,01 -
Club Remeros 43,3 43,74 - - -
Daymán 40,8 41,04 - - -
Quebracho 36,7 41,04 - - -
San Nicanor 40,7 38,2 - - -
2006
2016
PozoAño de la
campaña
T (°C) in
situ
Temperatura estimada por Geotermómetros (°C)
2001
Cuarzo
(Rimstidt, 1997)
Cuarzo (Verna y
Santoyo, 1997)
Calcedonia
(Fournier, 1997)
α - Cristobalita
(Fournier, 1977)
67
Tabla 7.6. Perfiles de pozos
Pozo
Perfiles
Po
tencia
l Esp
on
tán
eo
Resistiv
ida
d
Ga
mm
a R
ay
Ca
liper
Só
nico
Den
sida
d -
Tem
pera
tura
Neu
trón
Belén x x x x x x x
Gaspar x x
Itacumbú x x x x x x
Pelado x x x x x
Yacaré x x x x x x
En la Tabla 7.6 se puede observar que solo 5 pozos presentaron registros de
pozos importantes para determinar la temperatura en subsuelo. Asimismo, solo los pozos
Yacaré, Belén e Itacumbú presentaban directamente perfiles de temperatura. En cuanto
a los restantes perfiles, se consideró relevante el que tuvieran disponibles registros de
resistividad y potencial espontáneo, ya que mediante la Ecuación 4 sería posible la
estimación de la temperatura de la formación. En relación al registro de Gamma Ray es
importante tener en cuenta que es una magnitud que no siempre aporta valores
significativos al cálculo de flujo de calor, a pesar de que responde a la desintegración
radioactiva de diversos compuestos químicos (Beardsmore y Cull, 2001). Adicionalmente,
se compiló información diversa, la que será presentada en los siguientes capítulos.
A modo de resumen, la información con la que contó cada pozo, parcial o
completamente se presenta en la tabla 7.7.
68
Tabla 7.7. Información disponible en cada pozo
Pozo Perfil
estratigráfico
Perfiles
de pozos
Diagramas
de
completación
Temperatura
en boca de
pozo
Temperatura
de fondo
(BHT)
Geotermómetros
Altos de Arapey x x
Arapey x x x
Arapey 2 x x x x
Belén x x x
Club Remeros x x x
Colonia Viñar x x x
Daymán x x x
Gaspar x x x
Hotel H.Quiroga x x x x
Itacumbú x x x
Kanarek x x x
Ose Salto x x x x
Pelado x x x
Posada del Siglo
XXI x x x x
Quebracho x x x
San Nicanor x x x x
Yacaré x x x
7.1.2 Determinar la temperatura de superficie, subsuperficie y la
conductividad térmica de las rocas
7.1.2.1 Temperatura de superficie
Para la determinación de la temperatura de superficie, se utilizaron los datos
suministrados por el Instituto Uruguayo de Meteorología (INUMET). Se dispuso de
valores comprendidos entre los años 1961 y 2017 para la estación meteorológica Salto y
entre los años 2010 y 2017 para las restantes estaciones meteorológicas del país.
En la Tabla 7.8, se presentan los datos correspondientes a la estación
meteorológica de la ciudad de Salto. En la misma se puede observar que en los últimos
50 años la temperatura media del aire ha sido de 19.5 °C; asimismo, se puede notar como
ha ido incrementando progresivamente.
69
Tabla 7.8. Temperatura media del aire en la estación meteorológica Salto, desde 1961
hasta 2017
En la Tabla 7.9 se presentan las temperaturas medias calculadas tanto para el aire
como para el suelo de las restantes estaciones del país, entre los años 2010 y 2017.
ENE FEB MAR ABR MAY JUN JUL AGO SET OCT NOV DIC PROM. ANUAL
1961-1990 25.4 24.6 22.5 18.9 15.7 12.9 13.1 14.4 16.0 18.7 21.4 24.0 19.0
1991 24.6 24.9 24.5 19.6 18.3 13.8 12.6 15.6 18.1 18.4 21.2 24.8 19.7
1992 25.7 25.2 23.8 19.0 15.9 15.9 10.2 13.9 15.9 18.6 20.7 24.6 19.1
1993 26.6 23.6 24.1 20.5 15.3 13.4 11.7 14.6 15.5 20.2 21.4 23.7 19.2
1994 25.3 24.6 22.8 19.3 18.4 15.0 13.8 14.0 17.8 19.1 22.1 26.9 19.9
1995 26.3 24.0 22.8 19.4 15.7 13.0 13.6 14.3 16.8 18.3 22.8 26.4 19.5
1996 25.8 24.8 23.5 20.3 15.6 11.1 11.2 17.5 16.7 20.7 23.0 25.8 19.7
1997 27.6 24.3 23.2 19.4 16.7 13.4 15.4 15.6 16.3 19.5 22.0 23.8 19.8
1998 23.8 23.6 20.5 18.2 15.9 13.0 13.8 13.7 14.5 19.4 21.3 23.0 18.4
1999 24.1 24.6 24.7 16.9 14.3 12.6 12.1 14.5 17.2 18.7 21.7 24.8 18.8
2000 26.8 25.1 21.9 20.2 15.1 13.9 10.0 13.8 15.6 19.1 20.1 23.7 18.8
2001 25.2 26.2 24.7 19.7 14.8 14.4 13.9 18.0 15.9 19.5 21.0 23.3 19.7
2002 25.2 23.9 25.0 18.4 17.6 12.0 12.3 15.6 15.7 20.7 22.0 23.2 19.3
2003 25.8 24.7 22.6 17.9 16.2 15.0 12.5 12.6 16.3 19.8 21.1 22.0 18.9
2004 26.1 23.6 22.9 21.2 13.9 14.3 12.9 14.8 17.3 18.4 20.9 24.6 19.2
2005 27.2 24.6 22.3 17.8 16.8 16.9 14.0 15.3 14.1 17.1 21.9 23.3 19.2
2006 27.1 25.1 22.9 20.0 13.7 14.5 15.9 13.2 15.3 20.8 21.4 24.5 19.5
2007 25.5 24.7 22.7 20.6 12.7 11.5 9.6 11.4 17.8 19.6 20.2 24.0 18.3
2008 25.7 25.4 22.8 19.0 15.6 10.9 15.5 13.1 14.6 18.8 23.4 24.7 19.1
2009 25.8 24.3 23.0 19.4 16.3 10.7 9.9 15.9 14.2 18.9 22.8 23.1 18.7
2010 27.6 26.2 25.3 20.1 16.6 13.8 13.2 14.1 17.2 19.4 23.5 27.2 20.4
2011 28.6 26.0 24.0 21.4 16.5 13.3 12.6 14.0 18.6 19.2 24.5 25.5 20.3
2012 28.4 26.3 24.1 20.2 19.3 14.8 11.8 17.7 19.0 20.6 25.0 26.2 21.1
2013 26.2 25.2 22.3 21.1 16.2 14.3 14.5 14.0 17.5 20.9 23.3 28.7 20.3
2014 28.6 25.3 21.7 19.7 15.9 13.5 14.5 16.5 17.9 22.4 21.9 24.8 20.2
2015 25.9 26.0 24.4 22.3 18.0 15.3 14.0 18.2 16.6 18.3 22.0 25.2 20.5
2016 28.5 27.4 22.7 20.0 13.9 11.4 12.6 15.6 15.5 19.6 23.1 26.1 19.7
2017 26.4 26.0 23.4 19.9 16.7 14.9 16.4 16.6 18.4 20.0 22.7 26.9 20.7
PROM. MENSUAL 26.3 25.0 23.2 19.6 16.0 13.5 13.0 14.9 16.5 19.5 22.1 24.8 19.5
TEMPERATURA DEL AIRE MEDIA EN ºC
70
Tabla 7.9. Temperatura media del suelo y el aire en varias estaciones
Estación Latitud Longitud Taire, ºC Tsuelo, ºC
Aeropuerto Carrasco 34º 50,0' 56º 00,7' 16.7 19.7
Aeropuerto Melilla 34º 47,3' 56º 15,7' 18.27 21.27
Artigas 30º 23,9' 56º 30,6' 19.5 22.5
Bella Unión 30º 16,6' 57º 35,7' 20.03 23.03
Colonia 34º 27' 57º 46' 18.4 21.4
Durazno 33º 21,1' 56º 30,1' 18.84 21.84
Florida 34º 05,3' 56º 11,2' 18.04 21.04
Laguna del Sauce 34°51.7’ 55°05.6’ 16.41 19.41
Melo 32º 22,1' 54º 11,6' 18.31 21.31
Mercedes 33º 15,0' 58º 04,1' 18.57 21.57
Paso de los Toros 32º 48,0' 56º 31,6' 18.68 21.68
Paysandú 32º 20,57' 58º 02,13' 19.93 22.93
Prado 34º 51,7' 56º 12,4' 17.45 20.45
Punta del Este 34º 58,1' 54º 57,1' 17.36 20.36
Rivera 30º 53,8' 55º 32,6' 18.39 21.39
Rocha 34º29,6' 54º18,7' 16.66 19.66
Salto 31º 23,8' 57º57,9' 19.51 22.51
San José 34º 21,2' 56º 45,4' 18.49 21.49
Tacuarembó 31º 42,7' 55º 59,05' 16.53 19.53
Treinta y Tres 33º 13,3' 54º 23,3' 18.45 21.45
Trinidad 33º 32,2' 56º 55,0' 17.18 20.18
Young 32º 41,2' 57º 38,8' 18.11 21.11
Considerando todas las estaciones presentadas en las tablas anteriores se
mapearon las temperaturas medias del suelo (superficie), a efectos de observar su
variación geográfica (Fig. 7.1). Vale la pena mencionar que en la figura 7.1 solo se
presenta el gráfico obtenido para el área de estudio; sin embargo, se usaron todas las
estaciones para realizar la interpolación. Los mayores valores de temperatura se
encuentran en el Noroeste del área de estudio con una media de 23 °C, en la zona central
la temperatura media es de 22 °C y hacia el sector Sureste se registran los valores más
bajos (21 °C – 20.55 °C).
71
Figura 7.1: Mapa de la Temperatura de superficie para el área de estudio.
72
7.1.2.2 Temperatura de subsuperficie
La estimación de la temperatura en subsuperficie para cada pozo se realizó en
función de la base de datos disponible.
En la figura 7.2 se presenta el comportamiento de la BHT, a la misma profundidad,
al cabo de distintos tiempos de haber cesado la circulación de lodo en los pozos Belén,
Pelado y Yacaré. En estas condiciones la formación transfiere calor al pozo para buscar
el equilibrio de la temperatura, por lo tanto, mientras mayor es el tiempo, mayor será la
temperatura del pozo en el fondo y más próxima al valor de la temperatura de formación.
Figura 7.2: Comportamiento de la BHT para los pozos Belén, Pelado y Yacaré.
La figura 7.2 fue realizada con datos extraídos de los cabezales de los registros
de cada pozo, donde se especifica el tiempo que estuvo parada la circulación del lodo y
la temperatura tomada en el fondo del mismo. En la misma puede observarse que los 3
pozos tienen un punto de inflexión en ciertos intervalos de temperatura y rango de tiempo,
pudiéndose asumir que ese punto si bien no indica el valor real de la temperatura de
formación es una aproximación al valor de la misma al presentar menores cambios en
73
sus pendientes y tender a una estabilidad o un rango de temperatura cada vez menor.
Las temperaturas medias estabilizadas de los pozos Belén, Pelado y Yacaré, de acuerdo
al comportamiento observado, fueron de 66 °C, 48 °C y 57 °C respectivamente.
La medidas de BHT de los pozos Pelado y Yacaré fueron corregidos por el método
de Horner, dado que contaban con datos variados en cuanto al tiempo de circulación del
lodo de perforación. El pozo Belén contó con tres pares de BHT en función del tiempo
como se observa en la figura 7.2; sin embargo, una de las medidas (la de menor valor)
se tomó a 200 metros por encima de la profundidad máxima, por lo cual a pesar de
considerarse para la visualización del comportamiento de la temperatura en el tiempo, no
se tomó en cuenta para aplicar el método de Horner al no estar todas las medidas a una
misma profundidad como es sugerido por el método.
En la Tabla 7.10 se presentan los parámetros requeridos para la elaboración del
gráfico de Horner para el pozo Pelado, obtenidos de los cabezales de los registros de
pozos.
Tabla 7.10. Parámetros requeridos para la elaboración del gráfico de Horner para el
pozo Pelado.
Al graficar estos parámetros se obtiene el comportamiento presentado en la figura
7.3, donde la intersección con las ordenadas se corresponde con una temperatura de
51.5 °C; es decir, aproximadamente 2.5 °C más elevada que la tendencia observada en
la figura 7.2. Para este pozo no fue necesario aplicar el factor de corrección, debido a que
la relación tc/Δt fue mayor a 1/3 solo en un único caso.
2.20 45.56 31980 0.36
2.20 47.78 49740 0.23
2.20 48.89 71820 0.16
2.20 48.89 86580 0.13
D relativa
a KB, km
Temperatura
máxima, C
Tiempo desde última
circulación Δt, stc/Δt
74
Figura 7.3: Gráfico de Horner aplicado al pozo Pelado.
En cuanto al pozo Yacaré, los parámetros utilizados para aplicar el método de
Horner se presentan en la Tabla 7.11. En la misma puede observarse que todos los
puntos presentaron valores de la relación tc/Δt > 1/3, por lo cual fue necesario la aplicación
de una corrección a los mismos.
Tabla 7.11. Parámetros requeridos para la elaboración del gráfico de Horner para el
pozo Yacaré.
En la Figura 7.4 se puede visualizar que el comportamiento de los puntos de la
tabla 7.11 no presentó un buen ajuste al graficarlos (R2 = 0.37), a pesar de obtenerse un
valor de VRT = 61 °C, cercano a los 57 °C observado en la figura 7.2. Además, se
2.46 52.20 38700 0.94
2.45 56.60 39240 0.93
2.48 57.20 80700 0.45
D relativa
a KB, km
Temperatura
máxima, C
Tiempo desde última
circulación Δt, stc/Δt
75
aplicaron las correcciones correspondientes con un rw = 0.108 m y el resultado fue una
temperatura de 72.48 °C, representando esto un incremento de al menos 10 °C.
Figura 7.4: Gráfico de Horner aplicado al pozo Yacaré.
Por su parte, en los registros de los pozos Itacumbú y Gaspar solo se encontró un
único dato de temperatura máxima, correspondiente a 54 °C y 56 °C, respectivamente.
Por lo tanto, para esos pozos y para el pozo Belén, debido a las razones explicadas
previamente, se corrigieron las temperaturas máximas mediante la ecuación presentada
por la AAPG. Los valores de temperatura obtenidos son iguales a 74 °C, 61 °C y 64 °C,
para los pozos Belén, Itacumbú y Gaspar, respectivamente.
Mediante la correlación de Schlumberger (Ecuación 10) se obtuvieron perfiles de
temperatura para los pozos Yacaré, Belén e Itacumbú, ya que los mismos contaban en
conjunto con perfiles de potencial espontáneo (SP) y resistividad.
En la figura 7.5 se presenta el perfil de temperatura obtenido para el pozo Yacaré
en el track 6 (Tform, °C). El mismo presenta un comportamiento muy sensible a la curva
de salinidad de la zona virgen (track 4), permaneciendo uniforme en un valor de
76
aproximadamente 38 °C y variando únicamente donde se tienen las mayores deflexiones
en las curvas de salinidad y potencial espontáneo, entre los 1432 m y 1889 m, con valores
entre 45.5°C y 77 °C, en promedio.
En la figura 7.6 se observa el perfil de temperatura obtenido para el pozo Itacumbú
(track 6). Nuevamente, se observa una fuerte relación entre el mismo y la salinidad del
agua de la formación. El perfil de temperatura presenta un valor relativamente uniforme,
próximo a los 30 °C hasta los primeros 1400 m, luego se observan valores anómalos
mayores a 100 °C, lo cual no representa una buena aproximación de los valores de
temperatura de la zona circundante.
En cuanto al pozo Belén, los perfiles tanto de resistividad como de potencial
espontáneo no se encontraron empalmados y en muchas secciones se presentaban sin
información (Fig. 7.7), por lo cual fueron descartados del presente análisis.
77
Figura 7.5: Perfil de temperatura obtenido en el pozo Yacaré mediante la correlación de Schlumberger en el track 6. RhoFl (track 5)
representa la densidad del filtrado del lodo. ILD (Deep Induction Log) en el track 2.
78
.
Figura 7.6: Perfil de temperatura del pozo Itacumbú obtenido mediante la correlación de Schlumberger en el track 6. RhoFl (track
5) representa la densidad del filtrado del lodo. ILD (Deep Induction Log) en el track 2.
79
Figura 7.7: Perfiles de resistividad y potencial espontáneo (SP) del pozo Belén mostrando secciones no empalmadas y sin
información. ILD (Deep Induction Log) en el track 2. ILM (Medium Induction Log) en el track 3.
80
De los perfiles de temperatura obtenidos para los pozos Itacumbú y Yacaré, a partir
de la correlación de Schlumberger, puede concluirse que el valor de temperatura no
representa una función clara respecto a la profundidad y por lo tanto, tampoco en relación
al gradiente geotérmico, sino que presenta una relación con la salinidad de los fluidos
contenidos en la formación. Por este motivo, los resultados obtenidos por medio de este
método no fueron considerados como valores representativos de temperatura en estos
pozos y solo se tomaron en cuenta los BHT mencionados previamente.
Para los pozos que no contaban con medidas de BHT se consideraron las
estimaciones obtenidas mediante geotermómetros por Pedro y Morales (2020) o las
medidas directas de temperatura del agua en boca de pozo. 11 pozos presentaron
conjuntamente medidas directas de temperatura y estimaciones a través de
geotermómetros (Tabla 7.8). En estos casos, se consideró por preferencia la temperatura
estimada por geotermómetros, debido a que los autores Pedros y Morales (2020)
sugirieron que son valores sostenibles en cuanto a los datos de las composiciones
químicas. Las mediciones directas de temperatura del agua fueron consideradas en
aquellos pozos donde se observó mucha diferencia entre las estimaciones aportadas por
los geotermómetros (Tabla 7.6). En los casos donde se contaban con más de dos valores
de mediciones directas o geotermómetros, se realizó un promedio entre ellos.
En cuanto al pozo Altos de Arapey, su temperatura fue estimada mediante el uso
de la correlación de Oleaga, (2002). Al aplicar dicha correlación, se obtuvo un valor de
35 °C en la base de los basaltos.
Las temperaturas estimadas para cada pozo de acuerdo a las distintas
metodologías, se presentan en la tabla 7.12.
81
Tabla 7.12. Temperaturas de subsuperficie para cada pozo y métodos empleado para
su cálculo.
Pozo
Temperatura
en el fondo
pozo, °C
Método
Altos del
Arapey 35 Correlación de Oleaga
Arapey 38 Geotermómetro
Arapey 2 34 Geotermómetro
Belén 74 BHT + Corrección AAPG
Club Remeros 44 Medición directa
Colonia Viñar 30 Geotermómetro
Daymán 44 Geotermómetro
Gaspar 64 BHT + Corrección AAPG
H. Quiroga 43 Geotermómetro
Itacumbú 61 BHT + Corrección AAPG
Kanarek 45.5 Medición directa
Ose Salto 47.8 Geotermómetro
Pelado 52 BHT + Corrección por Método de
Horner
Posada Siglo
XXI 44 Geotermómetro
Quebracho 38.5 Geotermómetro
San Nicanor 42.3 Medición directa
Yacaré 57 BHT + Corrección por Método de
Horner
El comportamiento de las temperaturas en subsuelo (considerando como punto
de referencia el SAG) obtenidas para cada pozo se presenta en la figura 7.8. En la misma
se puede visualizar que existe una relación lineal entre la temperatura de subsuelo y la
profundidad (al menos hasta la profundidad del SAG), indicando que los procesos de
transferencia de calor pueden deberse a conducción pura. En la misma se logran
visualizar dos grupos, uno compuesto por los pozos termales que están ubicados al sur
de la zona de estudio donde los basaltos presentan un mayor espesor (lo que podría
implicar porque las temperaturas del acuífero son mayores) y el acuífero un menor
espesor.
82
Figura 7.8: Comportamiento de la temperatura con la profundidad para el área de estudio.
Y el otro grupo constituido por los pozos históricos, los cuales están ubicados al norte de la
zona de estudio y donde el espesor de los basaltos de la formación Arapey tienden a ser menores y
el espesor del acuífero mayor. La Falla Arapey mostrada en la figura 6.1 puede tener incidencia en
este comportamiento.
7.1.2.3 Coductividad térmica
Esta propiedad fue estimada a partir de valores establecidos para las unidades
geológicas de la Cuenca de Paraná en Brasil (Gomes 2007), correlacionables con las
unidades geológicas de la Cuenca Norte en Uruguay, y valores teóricos de acuerdo a las
litologías dominantes.
De acuerdo a la litología de cada formación y al tratarse de las mismas unidades
geológicas, solo que en distintos territorios y con diferentes nomenclaturas, se asociaron
los valores de la conductividad térmica promedio en cada caso. Tales casos fueron:
Formación Arapey – Formación Serra Geral: 1.8 W/(m-K).
Formación Tacuarembó y Rivera – Formación Botucatí: 3.8 W/(m-K).
Formación Yaguarí, Mangrullo y Paso Aguiar - Formación Terezina: 2.2
W/(m-K).
y = 0,0247x + 20,599R² = 0,93
0
10
20
30
40
50
60
0 200 400 600 800 1000 1200
Tem
per
atu
ra, °
C
Profundidad, m.
Pozos Históricos
Pozos Termales
83
Formación Fraile Muerto – Formación Palermo: 2.7 W/(m-K).
Formación Tres Islas – Formación Rio Bonito: 2.8 W/(m-K).
Formación Cerro Pelado y San Gregorio – Formación Itararé: 3.1 W/(m-K).
Basamento – Embasamento: 3.8 W/(m-K).
Las formaciones Tacuarembó y Rivera, junto con el basamento cristalino son las
unidades que presentan los mayores valores de conductividad térmica. En el caso de las
formaciones Tacuarembó y Rivera, se debe a que las mismas están constituidas por
areniscas, aunado a su saturación de agua, indicando que a través de ellas la
transferencia de calor por conducción y su propagación es mayor en comparación con
las demás litologías. Por su parte, la Formación Arapey presentó el menor valor de
conductividad térmica, debido a la presencia de basaltos, los cuales tienden a ser
menores conductores de calor. De este modo, estas formaciones influirán ampliamente
en el valor medio final que se utilizará para estimar el flujo de calor en toda la columna
estratigráfica en estudio.
Las unidades geológicas cuyo valor de conductividad térmica fue estimada a partir
de valores teóricos de acuerdo al tipo de litología son presentadas a continuación:
Formación Salto: 2.1 W/(m-K) correspondiente a la clasificación
conglomerado. Esta unidad involucra areniscas conglomerádicas y conglomerados en
su mayoría.
Formación Fray Bentos: 2.0 W/(m-K) correspondiente a la clasificación
Limolita, debido a la litología de esta formación que está compuesta por areniscas muy
finas, fangolitas y limolitas.
Formación Guichón: 2.0 W/(m-K) correspondiente a la clasificación Limolita,
por la presencia de areniscas de grano fino, muy similares a la formación a la anterior.
Formación Itacumbú: 2.7 W/(m-K) correspondiente a la clasificación
Limolita, por la presencia de areniscas muy finas sublíticas-arcosicas.
Formación Gaspar: 1.8 W/(m-K) correspondiente a la clasificación Basalto.
Formación Buena Vista: 3.7 W/(m-K) correspondiente a la clasificación
Arenisca, al ser una formación constituida por areniscas acuíferas en muchos casos
con conectividad hidráulica con el SAG.
84
Formación Cerrezuelo: 2.1 W/(m-K) correspondiente a la clasificación
Conglomerado, por la presencia de areniscas de grano medio a grueso y areniscas
conglomerádicas.
De este modo, la conductividad promedio en cada formación puede observarse en
la siguiente tabla.
Tabla 7.13. Conductividades térmicas de las unidades geológicas en el área de estudio.
Formación Conductividad
promedio, W/(m-K)
Salto 2.1
Fray Bentos 2.0
Guichón 2.0
Arapey 1.8
Rivera 3.8
Tacuarembó 3.8
Itacumbú 2.7
Gaspar 1.8
Buena Vista 3.7
Yaguarí 2.2
Paso Aguiar 2.2
Mangrullo 2.2
Fraile Muerto 2.7
Tres Islas 2.8
Cerro Pelado 3.1
San Gregorio 3.1
Cerrezuelo 2.1
Basamento 3.8
Intrusiones ígneas 1.8
En la Tabla 7.14 se presentan las conductividades térmicas promedio para cada
pozo del área de estudio, ponderadas en función de los espesores de las diferentes
unidades geológicas que cada uno atravesó.
85
Tabla 7.14. Conductividades térmicas promedio ponderadas en cada pozo.
Pozo Conductividad
promedio, W/(m-K)
Altos del
Arapey 2.7
Arapey 3.0
Arapey 2 2.6
Belén 3.0
Club Remeros 2.2
Colonia Viñar 2.2
Daymán 2.7
Gaspar 2.9
H. Quiroga 2.3
Itacumbú 3.1
Kanarek 2.3
Ose Salto 2.2
Pelado 3.1
Posada Siglo
XXI 2.2
Quebracho 2.5
San Nicanor 2.3
Yacaré 3.0
Las conductividades térmicas medias en los pozos Pelado, Itacumbú, Belén,
Yacaré y Arapey presentaron los mayores valores, mientras que las calculadas en los
pozos Posada Siglo XXI, Ose Salto, Club Remeros y Colonia Viñar fueron las de menores
magnitudes, debido al gran espesor de basalto perforado por estos pozo y al bajo valor
de conductividad térmica que presenta este tipo de roca en comparación a las restantes.
Adicionalmente, el gradiente geotérmico fue estimado en función de la temperatura
media de superficie, definida previamente con un valor de 22-23 °C para el área de
estudio, las temperaturas de subsuelo calculadas anteriormente y la profundidad a la que
fue estimada esta última variable. En la figura 7.9 se presenta el comportamiento de la
temperatura en subsuelo para cada pozo y el gradiente geotérmico calculado. En la
misma se puede observar que los pozos Yacaré y Pelado presentaron los menores
gradientes geotérmicos, mientras que el pozo Arapey representó el pozo con mayor valor.
86
Se debe señalar que los valores de gradientes geotérmicos obtenidos en los pozos
del área de estudio son en algunos casos muy bajos en comparación al gradiente
geotérmico promedio mundial (30 °C/km). Esta situación puede deberse a las
propiedades conductivas de las unidades litológicas encontradas o puede ser
consecuencia de la calidad de los datos a partir de los cuales se estimaron las medidas
de temperatura en subsuelo. Particularmente, esta situación se presentó con los pozos
Yacaré, Pelado e Itacumbú, los cuales mostraron un gradiente entre 15 y 18 °C/km. Los
gradientes en estos pozos se calcularon utilizando los valores de temperatura observados
en los cabezales de sus respectivos perfiles de pozo (BHT), tomando en cuenta el
comportamiento de la temperatura después de ciertos periodos de tiempo de haber
cesado la circulación de lodo. Por lo tanto, estos valores bajos de temperatura pueden
implicar que el pozo no permaneció el tiempo necesario sin circulación como para
alcanzar la temperatura de equilibrio de la formación.
Los pozos Itacumbú, Belén y Yacaré presentaban perfiles de temperatura
registrados en el pozo en el año de su perforación (1986). El comportamiento de estos
perfiles de la temperatura (negro) es presentado en la figura 7.10, conjuntamente con el
perfil calculado (azul). En el track 2 de la figura, correspondiente al pozo Itacumbú, se
puede visualizar como el gradiente calculado se aleja del perfil de temperatura,
presentando menores valores en los primeros 1.000 metros, mientras que luego adquiere
valores mayores al perfil. En los tracks 3 y 4, correspondientes a los pozos Belén y
Yacaré, respectivamente, los gradientes calculados presentan una tendencia similar; sin
embargo, solo en los últimos metros el perfil de temperatura tiende a presentar un cambio
gradual de la pendiente, cada vez mayor al gradiente geotérmico calculado. La tendencia
de las curvas de los tracks 3 y 4 es siempre la de presentar pendientes menores al
gradiente geotérmico calculado, a excepción de los últimos metros donde la pendiente
comienza a incrementarse.
87
Figura 7.9: Temperatura vs profundidad para los pozos del área de estudio. Se indica el gradiente geotérmico calculado.
0
500
1000
1500
2000
2500
15 25 35 45 55 65 75 85
Pro
fun
did
ad
, m
Temperatura, °C
Quebracho (24.4 °C/km) Arapey 2 (22.3 °C/km) Altos del Arapey (23.7 °C/km)
H. Quiroga (21.7 °C/km) Posada Siglo XXI (21.9 °C/km) Kanarek (25.5 °C/km)
Daymán (23.0 °C/km) Ose Salto (24.0 °C/km) Arapey (29.5 °C/km)
Club Remeros (21.1 °C/km) Colonia Viñar (22.3 °C/km) San Nicanor (25.1 °C/km)
Itacumbú (18.3 °C/km) Gaspar (18.3 °C/km) Yacaré (14.4 °C/km)
Belén (22.1 °C/km) Pelado (14.9 °C/km)
88
Figura 7.10: Comparacion entre perfiles de temperaturas regristrados (negro) y calculados (azul) para los pozos Itacumbú, Belén y
Yacaré.
89
Seguidamente, el flujo de calor fue calculado con los valores de conductividad
térmica y gradiente geotérmico determinados previamente. Usando la Ecuación 15 fue
posible realizar estos cálculos y se obtuvieron los valores mostrados en la Tabla 7.15.
Tabla 7.15. Flujo de calor estimado para los pozos del área de estudio.
Pozo Conductividad
promedio, W/(m-°C)
Gradiente
geotérmico, °C/km q, mW/m2
Altos del Arapey 2,7 23,7 64
Arapey 3.0 29,5 89
Arapey 2 2,6 22,3 58
Belén 2,7 22,1 60
Club Remeros 2,2 21,1 46
Colonia Viñar 2,2 22,3 49
Daymán 2,7 23,0 62
Gaspar 2,7 18,3 49
H. Quiroga 2,3 21,7 50
Itacumbú 2,7 18,3 49
Kanarek 2,3 25,5 59
Ose Salto 2,2 24,0 53
Pelado 2,9 14,9 43
Posada Siglo XXI 2,2 21,9 48
Quebracho 2,5 24,4 61
San Nicanor 2,3 25,1 58
Yacaré 2,8 14,4 40
Desviación estándar (𝝈) 0,3 3,7 10,9
Los valores obtenidos fueron en promedio cercanos a los 60 mW/m2, los cuales
pueden considerarse típicos de plataformas continentales, donde el promedio es del
mismo orden de 60 mW/m2 (Platte River Associaties, 2003). Salvo algunos pozos como
el Arapey, Altos de Arapey, Quebracho y Daymán que presentaron valores por encima
de la media. En la Figura 7.11 y 7.12 se observan la distribución del gradiente geotérmico
y el flujo de calor para el área de estudio, respectivamente.
90
Figura 7.11: Mapa de Gradiente geotérmico (°C/km) para el área de estudio.
91
Figura 7.12: Mapa de Flujo de calor (mW/m2) para el área de estudio.
92
Los mayores gradientes de temperatura se encontraron en el Noroeste del
departamento de Salto y el Noroeste del departamento de Paysandú. Mientras que en
las demás regiones los valores permanecieron similares, a excepción del Noreste del
departamento de Artigas donde se presentaron los valores más bajos del gradiente
geotérmico. En promedio los valores de gradiente geotérmico que se obtuvieron son
típicos de zonas del interior continental de acuerdo a los datos publicados por Plate River
Associates, Inc. (2003), por lo cual no se consideraron en ningún caso como anomalías
térmicas.
Además, se puede observar que la mayor concentración de calor se obtuvo cerca
de los pozos Arapey y Altos de Arapey situados en el Noroeste del departamento de Salto
con valores que oscilaron entre los 64 y 89 mW/m2. No obstante, aun así, los resultados
no se considerados como valores asociados a anomalías térmicas. En el Norte los valores
de flujo de calor presentaron bajos valores; sin embargo, esto podría deberse a la calidad
de los datos de estos pozos, por medio de los cuales se realizaron las estimaciones, por
lo que se sugiere tomar nuevas mediciones de temperatura en los pozos vinculados a
esa región. En cuanto a las otras regiones, las mismas presentaron distribuciones del
flujo de calor muy similares.
7.2 Estimar la pérdida de calor promedio de los fluidos desde los
reservorios geotérmicos hasta superficie en función del flujo de calor
calculado
Bajo las propiedades físicas de presión y temperatura, el agua encontrada en el
SAG de la Cuenca Norte se sitúa en la región de líquido comprimido en un diagrama de
fase termodinámico. De esa manera, se puede afirmar que las pérdidas de calor que
ocurren en los pozos durante el ascenso del agua son en forma de calor sensible, ya que
no cambia la estructura molecular ni cambia de fase (sólido, líquido, gaseoso), a pesar
de que puedan observarse cambios de temperaturas.
Las pérdidas en calor en cada pozo fueron estimadas mediante el modelo
planteado previamente, el cual involucraba el Método de Willhite, (1967) bajo ciertas
suposiciones y con el propósito de observar si las temperaturas de los fluidos obtenidas
93
en cada uno de ellos cambian como consecuencia de la pérdida de calor que tienen
durante su producción.
En varios pozos no se contó con información sobre la completación del mismo
(tamaño nominal del tubing y casing) y tampoco con la difusividad térmica de la formación
por lo cual fue necesario, en esas ocasiones, asumir valores razonables. En el caso de
la completación del pozo, los radios de las tuberías fueron obtenidos en función de las
secuencias usuales de los diámetros de los revestidores, tubing y hoyos. Para el caso de
la difusividad térmica se asumieron 3 valores (0.01 m2/h, 0.005 m2/h, 0.001 m2/h),
empezando con el mayor valor que puede alcanzarse en rocas saturadas de agua como
la caliza (Alvarado Douglas, 2002). La cual puede alcanzar valores aún mayores. A
continuación, se presentan los resultados obtenidos.
En la figura 7.13 se observan los resultados obtenidos para el pozo Altos de
Arapey, donde la curva de Qreferencia representa la pérdida de calor sensible necesaria
para que el fluido disminuya su temperatura en al menos 1 °C, mientras que las otras
curvas corresponden a las pérdidas de calor dentro del pozo bajo distintos caudales y
difusividades térmicas. En la misma (Figura 7.13) se puede observar que prácticamente
en todo el rango de estudio considerado, el fluido no alcanza a tener una pérdida de calor
considerable como para disminuir en al menos 1°C su temperatura, tomando en cuenta
la profundidad total del pozo. Solo entre los 50 y 70 m3/h, el fluido puede llegar a perder
calor hasta el punto de poder descender su temperatura en 1°C, por encontrarse los
valores por encima del calor sensible necesario para bajar su temperatura; sin embargo,
a mayores caudales las pérdidas de calor no se consideran apreciables. Se debe señalar
que se consideró la profundidad total del pozo, a efectos de observar las máximas
perdidas de calor que podría tener un fluido desde el fondo del mismo hasta la superficie.
Sin embargo, las formaciones productoras al estar situadas a profundidades más
someras, menores pérdidas de calor tendrán, ya que se necesitarán valores más altos
de transferencia de calor para que pueda disminuir la temperatura del fluido, al ser menor
la distancia a recorrer para llegar a superficie. A difusividades mayores a 0.005 m2/h, no
se hallaron valores de pérdida de calor por debajo del calor sensible en el Pozo Altos de
Arapey.
94
Figura 7.13: Pérdida de calor calculada para el pozo Altos de Arapey.
El pozo Arapey (Fig. 7.14) presentó un caso singular en comparación a los demás
debido a que bajo todos los caudales los valores de pérdida de calor se mantuvieron por
encima del calor sensible en el rango de la difusividad entre 0.001 y 0.005 m2/h, mientras
que, a difusividades más altas, solo a caudales mayores a 100 m3/h las pérdidas de calor
resultaron menores al calor sensible. Este comportamiento pudo ser debido al radio
interno del pozo, el cual resultó ser mayor en comparación a los demás pozos.
Figura 7.14: Pérdida de calor calculada para el pozo Arapey.
939947
325241
81424
0
100000
200000
300000
400000
500000
600000
700000
800000
900000
1000000
0 50 100 150 200
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
386279,626
133769
334420
200000
400000
600000
800000
1000000
1200000
0 50 100 150 200
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.005
0.001
0.01
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
95
El Pozo Arapey 2 (Fig. 7.15) presentó pérdidas de calor muy por debajo del calor
sensible calculado, manteniéndose por debajo de los 86.392 W/h, considerándose así,
despreciables. La diferencia entre la transferencia de calor obtenida en este pozo y el
Pozo Arapey se debe a la diferencia de profundidades, siendo este último más profundo
y, asimismo, debido a la configuración de la completación, la cual resultó ser distinta en
ambos pozos.
Figura 7.15: Pérdida de calor calculada para el pozo Arapey 2.
En la figura 7.16 se pueden visualizar las pérdidas de calor calculadas en el pozo
Belén, las cuales a pesar de tratarse de un pozo profundo resultaron ser más bajas que
las necesarias para que ocurra una disminución de temperatura de al menos 1º C. Así,
sin importar las tasas de producción que se tengan las pérdidas de calor se mantendrán
despreciables. Los valores del calor sensible tomados como referencia son
independientes de las propiedades térmicas de la formación, tales como la conductividad
térmica, la difusividad y capacidad calorífica de la misma, pero es sensible a la magnitud
de flujo que se tenga, mientras mayor es el caudal, mayor es la transferencia que debe
ocurrir en el tiempo para que exista una disminución de la temperatura y viceversa.
1117647
341503
86392
0
200000
400000
600000
800000
1000000
1200000
0 50 100 150 200
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
96
Figura 7.16: Pérdida de calor calculada para el pozo Belén.
El pozo Club Remeros mostró valores por encima del calor sensible mínimo
requerido para que disminuya la temperatura a tasas menores a 70 m3/h y solo a
difusividades próximas a 0.001 m2/h (Fig. 7.17).
Figura 7.17: Pérdida de calor calculada para el pozo Club Remeros.
La siguiente gráfica (Fig. 7.18) muestra los resultados obtenidos para el pozo
Colonia Viñar, donde los cálculos arrojaron valores muy bajos de pérdidas de calor en
2073413
747496
83055
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
0 50 100 150 200 250 300
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
423649
236961
58642
0
50000
100000
150000
200000
250000
300000
350000
400000
450000
0 20 40 60 80 100 120 140 160
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
97
comparación al calor de referencia (Qreferencia). Por lo tanto, refleja que no es apreciable
considerar la pérdida de calor del fluido en este pozo.
Figura 7.18: Pérdida de calor calculada para el pozo Colonia Viñar.
El Pozo Daymán presentó en todo el rango de difusividades y tasas de producción
considerados (Fig. 7.19), pérdidas de calor poco importantes, pudiéndose así asumir que
la temperatura del agua en toda la columna del pozo puede considerarse constante.
Figura 7.19: Pérdida de calor calculada para el pozo Daymán.
2177083
967593
241898
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
0 50 100 150 200
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
2199074
791667
87963
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
0 50 100 150 200 250 300
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
Qreferencia, W/h
0.01
0.005
0.001
Difusividad térmica, m2/h
98
El Pozo Quebracho presentó una situación similar a la anterior, manteniéndose el
calor sensible muy por encima de los valores de transferencia de calor que se pueden
encontrar en este pozo (Fig. 7.20).
Figura 7.20: Pérdida de calor calculada para el pozo Quebracho.
Solo a caudales menores a 100 m3/h el pozo Horacio Quiroga (Fig. 7.21) mantuvo
pérdidas de calores mayores al Qreferencia, a difusividades superiores a 0.005 m2/h, a su
vez se puede apreciar que a medida que aumenta la difusividad térmica, la perdida de
calor tiende a mantenerse entre un rango de valores cada vez menor.
605736
430041
422220
100000
200000
300000
400000
500000
600000
700000
0 20 40 60 80 100 120 140
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
99
Figura 7.21: Pérdida de calor calculada para el pozo Horacio Quiroga.
En la figura 7.22 se observan 2 comportamientos distintos de las pérdidas de calor
en el Pozo Kanarek, donde a tasas de producción mayores a 100 m3/h, las pérdidas de
calor se mantienen por debajo del calor mínimo sensible, mientras que a menores
caudales, las pérdidas de calor se sitúan por encima, incidiendo en posibles
disminuciones de temperatura. Este último comportamiento se mantuvo entre
difusividades de 0.005 y 0.001 m2/h. En este pozo a menos que se conozca con certeza
los valores de la difusividad (para saber en qué punto de estos dos se encuentra), no es
conveniente asumir que la temperatura permanece constante en toda la columna.
1271693
240396
598510
200000
400000
600000
800000
1000000
1200000
1400000
0 50 100 150 200 250
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
100
Figura 7.22: Pérdida de calor calculada para el pozo Kanarek.
El pozo Posada del Siglo XXI mostró un caso parecido (Fig. 7.23) al anterior, solo
que se observa una mayor área donde las pérdidas de calor permanecen despreciables.
Por lo tanto, este pozo se acerca un poco más a un comportamiento isotérmico en
comparación al caso previo.
Figura 7.23: Pérdida de calor calculada para el pozo Posada del Siglo XXI.
1620155
504831
1262080
200000
400000
600000
800000
1000000
1200000
1400000
1600000
1800000
0 50 100 150 200
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
836000
257453
645060
100000
200000
300000
400000
500000
600000
700000
800000
900000
0 50 100 150 200 250
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividadtérmica, m2/h
101
2303792
833333
92445
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
0 50 100 150 200 250 300
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
4030303
2049020
910675
455338113834
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
3000000
3500000
4000000
4500000
0 100 200 300 400 500
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad térmica, m2/h
En las figura 7.24 a 7.29 se observa en promedio un mismo comportamiento con
variadas pérdidas de calor, pero siempre despreciables en comparación al calor sensible
calculado en cada caso.
Figura 7.24: Pérdida de calor calculada para el pozo Itacumbú.
Figura 7.25: Pérdida de calor calculada para el pozo Ose Salto.
102
Figura 7.26: Pérdida de calor calculada para el pozo San Nicanor.
Figura 7.27: Pérdida de calor calculada para el pozo Pelado.
2418982
870833
96759
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
3000000
0 50 100 150 200 250 300
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad
térmica (m2/h)
4030303
2049020
910675
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
3000000
3500000
4000000
4500000
0 50 100 150 200 250
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividadtérmica, m2/h
103
Figura 7.28: Pérdida de calor calculada para el pozo Gaspar.
Figura 7.29: Pérdida de calor calculada para el pozo Yacaré.
Para todos los casos presentados se puede concluir que casi en su totalidad los
pozos evaluados en el área de estudio presentaron pérdidas de calor despreciables,
siendo una excepción los pozos Arapey, Club Remeros y Kanarek. De esta manera, las
condiciones estables de temperatura interna de los pozos bajo las configuraciones de
completación, propiedades térmicas de la Tierra, tasas de producción, profundidad
perforada y gradiente geotérmico encontrados, pueden considerarse isotérmicas,
permitiendo realizar procedimientos prácticos importantes como la medición de
temperatura en superficie. Como se mencionó anteriormente, los cálculos fueron
2073413
757246
82937
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
0 50 100 150 200 250 300
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
2073413
725694
82937
0
500000
1000000
1500000
2000000
2500000
0 50 100 150 200 250 300
Cal
or,
W/h
Caudal, m3/h
0.01
0.005
0.001
Qreferencia, W/h
Difusividad
térmica (m2/h)
Difusividad
térmica (m2/h)
104
obtenidos considerando las profundidades totales, por lo cual, a menores profundidades,
las pérdidas de calor son aún menos relevantes.
105
8. Conclusiones
Los resultados presentados en esta tesis representan un avance en la valoración
cuantitativa del campo térmico en el sector noroeste de Cuenca Norte (Uruguay),
contribuyendo a una mejor comprensión del comportamiento geotérmico en la región de
estudio.
La estimación de la distribución de la temperatura en subsuelo se realizó a partir
de una base de datos dispar para los pozos del área de estudio. De un modo general, se
cuenta con datos antiguos y muy escasos de mediciones directas de Temperatura (BHT
y perfiles), concentrados en el sector norte y noreste del área de estudio. Mientras que la
mayoría de los pozos cuentan con análisis químicos y mediciones de temperatura del
agua en boca de pozo.
Los gradientes geotérmicos estimados se ubican entre 15 ºC/km y 30 ºC/km.
Destacándose el sector oeste del departamento de Salto (pozos Arapey, Altos de Arapey
y Arapey 2) con los valores más elevados y los sectores Norte y Noreste del área de
estudio con los valores más bajos (pozos Yacaré, Pelado, Gaspar e Itacumbú). Los
valores bajos pueden deberse a la calidad de los datos a partir de los cuales se realizaron
las estimaciones de la temperatura. Se considera muy importante la obtención de nuevas
medidas directas de Temperatura en pozo (perfiles de Temperatura), a efectos de
confirmar o no los valores bajos registrados en el norte y noreste del área de estudio;
como asimismo, la variabilidad en los valores de gradiente geotérmico obtenidos.
Debido a que los valores de gradiente geotérmico obtenidos se mantienen por
debajo de 30 °C/km, el sistema geotérmico es de baja entalpía, no pudiendo utilizarse de
forma convencional para generar electricidad, pero sí para la climatización en general de
edificios, instalaciones deportivas y recreativas como piscinas, y para algunos procesos
industriales y agrícolas que requieran temperatura (ej. Acuicultura, piscicultura, secado
de productos agrícolas, maderas, pescados, calefacción de invernaderos, entre otros).
La conductividad térmica promedio de las unidades geológicas que conforman el
relleno de la Cuenca Norte en el área de estudio, para todos los pozos, osciló entre 2.2 y
2.8 W/m-K, en respuesta a la homogeneidad estratigráfica presente en los mismos.
106
El flujo de calor promedio obtenido se ubicó en torno a los 60 mW/m2, los cuales
están asociados efectivamente con ambientes continentales, tales como el representado
por el área de estudio. Este aspecto fue evaluado teniendo en consideración un régimen
estacionario, ya que debido a los importantes espesores de las unidades geológicas que
conforman el relleno de la Cuenca Norte en el área de estudio, un análisis en régimen
transitorio podría inducir a un margen de error apreciable en las estimaciones.
Las pérdidas de calor obtenidas durante el ascenso del agua desde el reservorio
geotermal, bajo las configuraciones encontradas (flujo de agua, completación,
propiedades térmicas de las rocas) para los pozos del área de estudio, se consideran
despreciables, en la mayoría de los casos, al ser en promedio menores al calor sensible
mínimo requerido para que ocurra una disminución de al menos 1 °C. Valores
despreciables de pérdidas de calor dentro del pozo implican que pueden obtenerse
mediciones representativas de la temperatura en el reservorio geotermal en superficie
(cabezal del pozo), siempre que sean utilizados equipos adiabáticos, que a su vez eviten
importantes caídas de presión.
La región oeste del departamento de Salto se constituye en el área de mayor
interés para futuros estudios y proyectos geotérmicos debido a que presentó los valores
de gradiente de temperatura y flujo de calor más elevados (a pesar de no constituir en
ningún caso anomalías geotérmicas) del área de estudio.
107
9. Referencias bibliográficas
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2. Beardsmore, G. y Cull, P. 2001, Crustal Heat Flow, A Guide to Measurement and
Modelling, Cambridge University Press (ed.).
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University, Melbourne, Australia.
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Determinação de Gradiente Geotérmico, Universidade Federal Da Bahia.
5. Cernuschi, F. 2014, Energía Geotérmica: potenciales aplicaciones para la
diversificación de la matriz energética de Uruguay, Revista de la Sociedad
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Resources, Stanford University.
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Rio de Janeiro, Coordenação de Pós-Graduação do Observatório Nacional/MCT.
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Coordenação de Pós-Graduação do Observatório Nacional/MCT.
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noroeste de Cuenca Norte, Universidad de la República.
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temperature profile in injection wells, Journal of Petroleum Exploration and
Production Technology.
13. Morales, E. 2015, Evaluación del potencial geotérmico del Departamento de
Artigas (Uruguay), Facultad de Ciencias, Universidad de la República.
14. Rodrigo, V. y Llopis, G., 2002, Guía de la Energía Geotérmica, Dirección General
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108
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Investigación en Energía de la Universidad Nacional Autónoma de México
(UNAM).
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Uruguay (Cenozoico), DIRAC, Montevideo, Uruguay.
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Uruguay (Mesozoico), DIRAC, Montevideo, Uruguay.
19. Veroslavsky, G., Ubilla, M. y Martínez, S., 2004, Cuencas Sedimentarias de
Uruguay (Paleozoico), DIRAC, Montevideo, Uruguay.
20. Yunus, A. y Afshin J. 2011, Transferencia de calor y masa, The McGraw-Hill (ed.).
21. Yunus, C. y Boles, M., 2012, Termodinámica, The McGraw-Hill Companies (ed.)
109
Apéndice A
Algoritmo 1. Cálculo empleado en Visual Basic para estimar la pérdida de calor
(Q)
Function Q(tasa, Prof, Ts, Gg, rw, rti, rto, rci, Ke, Difu)
Tco = 20
Do
Tci = Tco
'Determinación del tiempo fondo arriba (FA) considerando la profundidad total de
pozo y el caudal aproximado probado en ese pozo. M: Capacidad calorífica, Difu:
Difusividad térmica
A = 3.1416 * rti * rti
FA = (Prof / tasa) * A
M = (Ke / Difu)
'Cálculo de la temperatura adimensional Tadi a partir del tiempo adimension tD
tD = (FA * Ke) / (M * rw * rw)
If tD <= 1.5 Then
Tadi = (1.1281 * ((tD) ^ 0.5) * (1 - 0.3 * ((tD) ^ (0.5))))
Else
Tadi = (0.4063 + 0.5 * Log(tD) * (1 + (0.6 / tD)))
End If
'Cálculo de la temperatura promedio de la tierra
Tf = Ts + (Gg / 1000) * (Prof)
Te = Ts + (Gg / 1000) * (Prof / 2)
'Cálculo de la temperatura promedio y conductividad térmica del aire en el anular
Tprom = (Tci + Tf) / 2
Kha = (0.01328 + (0.00002471) * Tprom - (0.000000004247) * Tprom ^ 2) * 1.7307
hc = Kha / (rto * Log((rci / rto)))
'Cálculo del coeficiente de transferencia de calor total (Uto) tomando en cuenta el
radio externo del tubing
110
hr = (0.0000000567) * (((Tci + 273) ^ 2) + ((Tf + 273) ^ 2)) * ((Tci + 273) + (Tf +
273))
Uto = hc + hr
'Cálculo de la temperatura del cemento y temperatura del casing en el radio
externo (Tco)
Tcem = (rto * Uto * Tadi * Tf + Ke * Te) / (rto * Uto * Tadi + Ke)
Tco = Tcem + (rto * Uto * (Log((rw / rci))) * (Tf - Tcem)) / Ke
'Iteración hasta que la temperatura interna del casing y la temperatura externa del
mismo sean similares (Tci = Tco)
Loop Until Tci = Tco
'Cálculo de la pérdida de calor
Q = (2 * 3.1416 * Ke * (Tcem - Tci) * Prof) / Tadi
End Function
